Michel Faure
email: michel.faure@univ-orleans.fr

A geological section across the Variscan belt in the SE French Massif central (Cévennes-Gévaudan)

Keywords: Variscan belt, French Massif central, ductile deformation, late-orogenic extension, syn-tectonic plutonism, crustal melting chaîne varisque, Massif central français, déformation ductile, extension tardi-

This article corresponds to a guidebook for a 3-day excursion in the Cévennes and Gévaudan areas in SE French Massif Central, carried out from August 25 to 27, 2021 at the request of the Association of Professors of Biology and Geology (APBG) of Montpellier. The field trip brought together around twenty very enthusiastic and motivated participants, from many high schools of the Occitanie region. Their questions and comments greatly helped the author to improve the writing of the article. A fourth day, corresponding to a submeridian section in the central Cévennes, was then added. This presentation of the major lithostructural, magmatic, metamorphic, and structural features of the pre-Permian setting of the South-East Massif Central, and of the sites where they can be observed is likely to interest a readership extended to other teachers and amateurs interested in the geology of the Variscan chain.

Additional, more detailed, information can be found in the specialized articles mentioned in the reference list, and in the explanatory notes of the geological maps at 1/50,000°, which can be downloaded free of charge from the BRGM website. These are the sheets Le Vigan, Nant, Meyrueis, St-André- de-Valborgne, Alès, Bessèges, Génolhac, Florac, Mende, Le Bleymard. Maps can be also accessed on the web site: https://www.geoportail.gouv.fr/

The dissatisfied or the most curious people can also consult the article "Structure et évolution pré-permienne du Massif central français" (M. Faure, 2020) on the Planet-Terre website of ENS Lyon. Three articles, linked by an explanatory note and references, present a synthesis of the Variscan chain of the Massif Central.

Partie 1 : -

Introduction

Au sens de Jules César et de Strabon, les "Cebenna Mons" désignent les reliefs bordant le SE du Massif central depuis la Montagne Noire, au Nord de Béziers, jusqu'aux Monts du Lyonnais. Dans une acception géologique plus restreinte, on limite les Cévennes à la région comprise entre les causses de Navacelles et de Pompignan au SW d'Anduze, le massif du Tanargue, au Sud du Velay, et le plateau des grands causses à l'Ouest. A l'Est, la faille des Cévennes, probablement déjà présente au Paléozoïque, est proche, de la bordure orientale des terrains paléozoïques. Les formations sédimentaires mésozoïques forment la "bordure cévenole", zone plissée et faillée à l'Eocène lors de l'orogenèse pyrénéenne. A l'Oligocène, la faille des Cévennes, réactivée en faille normale, contrôle l'ouverture du graben oligocène d'Alès lors du rifting Ouest-Européen. Le substratum anté-permien des Cévennes est constitué de roches métamorphiques et plutoniques formées lors de l'orogenèse varisque. La région des Cévennes est traversée, selon une direction générale SW-NE, par la ligne de partage des eaux entre les bassins fluviaux du Rhône à l'Est et de la Garonne à l'Ouest. Les serres (montagnes) et les valats cévenols, alignés selon une direction NW-SE, dont la formation est liées aux variations du niveau marin au Mio-Pliocène, confèrent à la région un relief contrasté. Au NW des Cévennes, le Gévaudan (ou pays des Gabales), marque le début du "plateau central" de la France. Géologiquement, il constitue la prolongation septentrionale des Cévennes. L'ensemble Cévennes-Gévaudan est une région très favorable à l'étude de la chaîne varisque.

Remarque : Chaîne varisque ou chaîne hercynienne ? C'est à la fin du dix-neuvième et au début du vingtième siècle que M. Bertrand (1887), E. Suess (1900) et E. Haug (1911) Du fait de la tectonique tertiaire, et notamment le rifting Ouest-Européen, la bordure cévenole présente les altitudes les plus élevées du Massif central, à l'exclusion des sommets volcaniques. Vers l'Ouest, l'altitude moyenne du substratum diminue progressivement, en outre, la forte influence climatique atlantique engendre un couvert végétal très développé. En revanche, dans le SE du Massif central, les régions de la Montagne Noire, des Cévennes et du Velay offrent de bonnes qualités d'affleurement qui permettent d'illustrer de façon très satisfaisante divers aspects de la chaîne varisque (Fig. 1).

Il est maintenant bien admis que le Massif central est un édifice de nappes synmétamorphiques formées au Dévonien et Carbonifère moyen avant la formation des bassins houillers du Gzhélien (ou Stéphanien). Le domaine méridional de la Montagne Noire expose le bassin d'avant-pays et l'unité des Plis-et-Chevauchement où le métamorphisme est absent. Ce domaine ne sera pas visité lors de cette excursion. Le lecteur intéressé peut se reporter aux articles Faure & Claveau (2015), Faure & Mediavila (2019) ou consulter le site Planet-Terre de l'ENS-Lyon.

Le but de cette excursion est d'illustrer quelques aspects lithologiques, structuraux et métamorphiques des diverses unités litho-tectoniques du Massif central. Le long d'un parcours allant du Vigan à St-Jean-du-Gard, via Florac, Marvejols, la Margeride, le M t -Lozère, la Cézarenque, et Alès. On examinera successivement : (i) l'Unité des Plis-et-Chevauchements du Viganais, (ii) l'Unité Para-autochtone des Cévennes centrales, (iii) les Unités Inférieure et Supérieure des Gneiss du Gévaudan, (iv) les plutons granitiques intrusifs, (v) les migmatites pre-Velay et (vi) le bassin houiller des Cévennes. [START_REF] Faure | Les grands ensembles lithologiques rencontrés lors de l'excursion A) Les formations métamorphiques 1. L'unité des Plis-et-Chevauchements du Viganais Dans les Cévennes méridionales, le Viganais appartient à l'Unité des Plis-et-Chevauchements du Massif central (Figs. 1, 2). Il est constitué de grès[END_REF]. carbonates (calcaires et dolomies) faiblement métamorphiques. Cet ensemble se prolonge au-delà des Causses dans le versant nord de la Montagne Noire. Par analogie avec cette dernière région, on considère que les roches sédimentaires du Viganais sont d'âge cambroordovicien, ce qui s'accorde avec les très rares fossiles de trilobites du Cambrien moyen découverts vers S t -Bresson (Alabouvette et al., 1988) . Plusieurs unités structurales, caractérisées par une schistosité de flux, empilées du Nord vers le Sud, associées à des cisaillements ductiles, et sans doute des plis couchés, sont reconnues (voir Alabouvette et al., 1988, carte géologique Le Vigan au 1/50 000 pour plus de détails).

L'âge de la déformation est inconnu, mais il est antérieur à la mise en place du monzogranite de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron daté vers 315-307 Ma. Par comparaison avec la Montagne Noire, un âge Viséen terminal ou Serpukhovien (Namurien), entre 330 et 318 Ma, semble raisonnable. Au Nord de Sumène, les grès et micaschistes épimétamorphiques du Viganais sont chevauchés par un ensemble de micaschistes quartzeux attribués à l'unité Para-autochtone.

L'Unité Para-autochtone des Cévennes

Au Nord du pluton de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron, l'ensemble des micaschistes des Cévennes centrales appartient à l'unité Para-autochtone du Massif Central (Figs. 1,2). Malgré une apparente monotonie, les études détaillées [START_REF] Gèze | Etude géologique de la Montagne noire et des Cévennes méridionales[END_REF][START_REF] Roger | Etude géologique de la Cézarenque et du SE du Mont Lozère[END_REF]Brouder, 1963Brouder, , 1964Brouder, , 1971;;[START_REF] Pellet | La faille de Villefort, portion cévenole d'une "dislocation régordane[END_REF][START_REF] Pellet | Données lithologiques et structurales sur les terrains cristallins cévenols affectés par l'accident de Villefort[END_REF]Brouder et al., 1977;Arène et al, 1978;[START_REF] Gèze | Notice explicative[END_REF]Elmi et al. 1989;[START_REF] Guérangé-Lozes | Notice explicative[END_REF]) ont identifié des niveaux repères remarquables : quartzite blanc, microconglomérats, niveaux volcano-sédimentaires acides (ex. gneiss de l'Apié), niveaux à épidote-actinote (ex. gneiss du Feljas, amphibolites de Malataverne, du Collet-de-Dèze). Sans entrer dans les détails, on peut considérer que la série litho-stratigraphique des Cévennes comprend du bas en haut les éléments suivants (Fig. 3) : (i) un ensemble basal d'alternances gréso-pélitiques flyschoïde (unité des Plantiers), (ii) un niveau de quartzite blanc d'épaisseur variable en fonction de la tectonique, (iii) un ensemble de micaschistes noirs (du Pompidou ou de S t -Martin-de-Boubaux), (iv) un ensemble volcano-sédimentaire acide (gneiss de l'Apié), (v) une série de micaschistes quartzeux (de Molézon ou de S t -Privat-de-Vallongue). La répétition de ces éléments lithologiques est interprétée par des contacts anormaux (Faure et al., 2001(Faure et al., , 2009b)), mais l'unicité des niveaux repères n'étant pas clairement établie, le schéma structural proposé reste discutable (voir paragraphe suivant).

Il n'existe aucun âge paléontologique dans les micaschistes des Cévennes, mais la datation U/Pb des zircons magmatiques des niveaux volcano-sédimentaires des gneiss de l'Apié montre un pic d'âge entre 480 et 460 Ma suggérant qu'au moins une partie de la série est d'âge Ordovicien (Fig. 4). Cependant, la présence de niveaux volcano-sédimentaires du Cambrien ou du Néoprotérozoïque ne peut pas être exclue.

En outre, l'unité basale est recoupée par un granite porphyrique alcalin déformé en orthogneiss (appelé orthogneiss de Peyroles, [START_REF] Waard | Tectonics of a pretectonic orthogneiss massif near Saint-Jean-du-Gard in the South-Eastern Cévennes, France[END_REF]Brouder, 1973) lors de la tectonique varisque. Des datations LA-ICP-MS de zircons indiquent des âges discordants compris entre 420 et 650 Ma. Un calcul sur les 8 analyses les moins discordantes permet de proposer un âge à 433±4 Ma interprété comme celui du magmatisme (Cocherie in Faure et al., 2009). Une datation Rb-Sr donne aussi un âge à 465±12 Ma (Alabouvette et al., 1988). Les zircons d'âges néoprotérozoïques (600 Ma) et paléoprotérozoiques (1940Ma, 1880Ma, 1575 Ma) sont des reliques héritées du protolithe source du magma. Enfin, l'orthogneiss d'Aire de Côte (ou du col du Pas) est dérivé d'un protolithe dioritique daté à 500 ±16 Ma (Caron, 1994). l'excursion (d'après Faure et al., 2001). G : Genolhac, LB : Le Bleymard, LCD : Le Collet-de-Dèze, M : Masméjean, PM : Le Pont-de-Montvert, SJG : S t -Jean-du-Gard, SL : S t -Laurent-les Bains, Vs : Vialas, Vt : Villefort. Les carrés violets indiquent les arrêts proposés.

Fig. 3 : Colonne litho-stratigraphique synthétique des formations des Cévennes (d'après Brouder, 1963). a) Au Sud de Marvejols, la série métamorphique du Lot est constituée de micaschistes à biotite, grenat, staurotide, de micaschistes quartzeux et de métaconglomérats. Plusieurs corps intrusifs se sont mis en place dans cette série, notamment la métadiorite des Picades et l'orthogneiss de Marvejols. Le premier est daté à 540±12 Ma par la méthode de dilution isotopique U/Pb sur des populations de zircons (Pin and Lancelot, 1978). Une datation 40 Ar/ 39 Ar sur biotite donne 352±1 Ma (Costa, 1989). L'orthogneiss de Marvejols est un granite alcalin avec des mégacristaux roses de feldspath potassique. Les monazites ont fourni un âge U/Th/Pb à 370±12 Ma soit Dévonien supérieur (Joly, inédit), dont la signification reste mal comprise.

En outre, des pegmatites plus ou moins mylonitisées affleurent immédiatement sous le contact entre les unités inférieure et supérieure des gneiss. Un âge U/Pb sur des populations de zircons donne 346±8 Ma (Pin, 1981). Cet orthogneiss est interprété comme un pluton syncinématique contemporain du chevauchement de l'Unité Supérieure des Gneiss.

b) A l'Est de la faille de Villefort, l'unité de la Cézarenque est formée de gneiss oeillés, de micaschistes et de quartzites. Initialement considérés comme des orthogneiss (Brouder in Elmi et al., 1989), les gneiss oeillés, sont maintenant plutôt interprétés comme des métaconglomérats et des formations volcano-sédimentaires (Faure et al., 2001 ;Cousinié et al., soumis). Les yeux sont parfois constitués d'agrégats polycristallins d'albite. Ce plagioclase tardif provient du remplacement (ou albitisation) de mégacristaux de feldspath potassique (orthose ou microcline) parfois maclés. Certains yeux apparaissent comme des agrégats de quartz, albite et feldspath potassique suggérant qu'il s'agit de galets de microaplite. Même si la présence de corps granitiques (plutons ou filons hypovolcaniques) ne peut pas être exclue, la présence de quartz bleutés et d'intraclastes surmicacés est en faveur de l'hypothèse paradérivée. Très récemment, des datations par la méthode LA-ICP-MS de zircons extraits de gneiss à grain fin, interprétés comme des filons granitiques, recoupant des metagrauwackes, ont donné des âges à 486±5 Ma et 483±5 Ma (Ordovicien) pour cette formation (Couzinié et al., soumis).

L'Unité Supérieure des Gneiss (USG)

Cette unité affleure dès la sortie nord de Marvejols. Elle comporte une partie inférieure appelé "complexe leptyno-amphibolique" et une partie supérieure formée de migmatites et de micaschistes à biotite-grenat-disthène. Le complexe leptyno-amphibolique de Marvejols est un exemple de référence pour cette formation. Les leptynites (= gneiss clairs sans biotite) dérivent de lave acides (rhyolites, dacites) ou de formations volcanosédimentaires (tufs acides). Les amphibolites dérivent de gabbros, basaltes, tufs basiques. Les populations de zircon donnent un âge U/Pb à 487±6 Ma pour une amphibolite et 484±Ma pour un métagabbro [START_REF] Pin | U-Pb dating of an early Paleozoic bimodal magmatism in the French Massif Central and of its further metamorphic evolution[END_REF]. Un orthogneiss de cette unité donne un âge U/Pb sur zircon 478±6 Ma [START_REF] Pin | U-Pb dating of an early Paleozoic bimodal magmatism in the French Massif Central and of its further metamorphic evolution[END_REF]. Ces âges de l'Ordovicien inférieur sont interprétés comme ceux du magmatisme bimodal (acide-basique) contemporain du rifting qui a séparé le microcontinent Armorica du Gondwana (cf par ex. [START_REF] Lardeaux | Deciphering orogeny: a metamorphic perspective. Examples from European Alpine and Variscan belts -Part II: Variscan metamorphism in the French Massif Central -A review[END_REF]. Il est important de noter que les complexes leptyno-amphiboliques ne sont pas des ophiolites (lithosphère océanique), mais de la croûte continentale amincie et injectée de magmas basiques. Ils correspondent à la transition océan-continent des marges continentales passives.

Les migmatites pre-Velay (ou de Masméjean)

Au Nord du Mont Lozère et au Sud du Velay (Figs. 1, 2), affleurent des orthogneiss oeillés correspondant à des granites cambriens (datés entre 550 et 543 Ma), partiellement fondus entre 329±5 et 323±3 Ma (Viséen supérieur à Serpukhovien). Ces âges sont obtenus par des datations chimiques, et non isotopiques, basées sur les concentrations relatives en U, Th et Pb de la monazite (Bé Mézème et al., 2006). Bien que parfois assimilées aux migmatites du Velay, ces roches sont plus anciennes et indiquent des conditions de fusion différentes de celles du Velay [START_REF] Montel | Thermobarometry and granite genesis : the Hercynian low-P, high-T Velay anantectic dome (French Massif Central)[END_REF]. La fusion se produit dans des conditions thermo-barométriques de 700°C et 0,4-0,5 GPa. Bien que probable, une structure en dôme, comparable à celui de la Montagne Noire, n'est pas établie pour ces roches.

B) Les plutons tardi-orogéniques

Les séries métamorphiques des Cévennes et du Gévaudan sont recoupées par les massifs granitiques de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron, du Mont Lozère-Borne et de la Margeride (Figs. 1,2). Ces massifs présentent de nombreux points communs pétrographiques et structuraux. Ils se sont mis en place à la fin du Carbonifère (Serpukhovien-Bashkirien = Namurien-Westphalien), ou même Moscovien, avant le Carbonifère terminal (Gzhélien) puisque les conglomérats du bassin houiller d'Alès renferment des galets de granite. Tous ces granites sont à chimisme alumineux à peralumineux traduisant une source métapélitique pour la genèse du magma.

Le massif de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron est formé d'un monzogranite porphyrique (= à mégacristaux de feldspath potassique, de 4 à 10cm de long, appelé parfois « granite à dents de cheval »). La terminaison NW du pluton est constituée d'un réseau dense de filons de microgranites de direction N-S à NNE-SSW, subverticaux ou à pendage est. Les conditions de mise en place sont estimées à 690-700°C et 0,1-0,2 GPa [START_REF] Najoui | Conditions et âges 40 Ar/ 39 Ar de mise en place des granitoïdes de la zone externe sud du Massif central français : exemples des granodiorites de St-Guiral et de Liron (Cévennes, France)[END_REF]. Les datations U/Pb sur zircon et 39 Ar/ 40 Ar sur biotite indiquent des âges compris entre 311 et 307 Ma (Brichaud et al., 2008).

La masse principale du massif du Mont Lozère-Borne est également formée de monzogranite porphyrique appelé pluton du Pont-de Montvert-Borne. Le massif de la Borne n'étant que la terminaison orientale de ce pluton, décalée par la faille sénestre de Villefort. Le reste du massif du Mont Lozère est formé de granite à deux micas, rarement porphyrique. Selon l'importance du mica, on distingue le faciès du Sommet de Finiels à muscovite prédominante, et le faciès du Bougès à biotite prédominante. Le coin NW du massif est occupé par un granite à cordiérite appelé adamellite des Laubies [START_REF] Van Moort | Les roches cristallophylliennes des Cévennes et les roches plutoniques du Mont Lozère[END_REF].

Le pluton de la Margeride est un très grand laccolithe qui recoupe l'UIG et l'USG (Fig. 5). Il est formé pour l'essentiel d'un monzogranite porphyrique, et aussi de petites masses de granite à deux micas qui constituent des filons ou des sills. Le détail de sa structure interne et les mécanismes de sa mise en place ne seront pas présentés lors de l'excursion. Les plutons de monzogranite présentent des orientations préférentielles minérales (ou fabriques) des mégacristaux de feldspath potassique, des enclaves ou des joints (ou diaclases). Même si cette fabrique est souvent difficile à voir sur le terrain, les études texturales au laboratoire la mettent clairement en évidence. Sa signification tectonique pour les plutons de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron et du Mont Lozère-Borne sera discutée dans le paragraphe structural.

Enfin, des filons métriques sombres à grain fin à biotite-plagioclase-amphibole ± olivine ± pyroxène de lamprophyres (ou minettes ou kersantites) recoupent les séries métamorphiques et les plutons. Les zircons extraits d'un filon de lamprophyre, recoupant l'orthogneiss de Peyroles, à l'Est de l'Estréchure, a donné un âge U/Pb à 286±3 Ma (Cocherie in Faure et al. 2009b). Cet âge Permien inférieur (Sakmarien) suggère que ces manifestations magmatiques tardives, en partie liées avec le magmatisme du Velay, peuvent être attribuées à l'événement D5 du Massif central (voir ci-dessous).

C) Le bassin houiller tardi-à post-orogénique d'Alès

Des petits bassins de conglomérats, grès, silts, cinérites et tufs renfermant des niveaux centimétriques à métriques de charbon se rencontrent dans tout le Massif central où ils ont été exploités de longue date. Les couches du bassin de S t -Etienne ont servi de stratotype pour définir le Stéphanien, mais internationalement, l'étage Gzhélien est actuellement préféré car il a été établi sur des séries marines plus continues que les dépôts lacustres ou fluviatiles du Massif central.

Le bassin houiller d'Alès est formé par les deux cuvettes de la Grand'Combe et de Bessèges séparées par le horst du Rouvergue (Genna et [START_REF] Debriette | Evolution structurale du bassin houiller d'Alès (données nouvelles et interprétation)[END_REF]Figs. 2, 6A,B). Les formations gzhéliennes renferment de nombreux fossiles de cryptogammes (Neuroptéris, Pecoptéris, Calamites, Annularia, Cordaites, etc…) ainsi que de rares fossiles d'insectes. Les fougères arborescentes, typiques de la flore houillère, dénotent un climat tropical humide. L'épaisseur cumulée des dépôts houillers du bassin des Cévennes est estimée à plus de 5000 m. Sur la bordure occidentale du bassin, les conglomérats et grès sont discordants sur les séries métamorphiques. La bordure orientale du bassin n'est pas connue, car elle est masquée par les formations mésozoïques de la bordure cévenole. Dans les Cévennes, il n'existe pas de dépôt permien avéré. Cependant, la rubéfaction de la partie supérieure des micaschistes, scellée par les grès et arkoses du Trias, résulte de paléoaltérations en climat tropical aride. Ces formations latéritiques pourraient dater du Permien continental contemporain de celui du bassin de Lodève ou de Rodez.

L'évolution structurale, métamorphique et plutonique A) La pile de nappes varisques

A l'échelle de tout le Massif central, on reconnaît 4 événements tectono-métamorphiques appelés D0, D1, D2, D3, responsables de l'épaississement crustal (voir Faure et al., 2009 et le site Planet-Terre pour les détails). Lors de cette excursion, on observera essentiellement l'événement D3. Cependant, il apparaît utile de tous les évoquer brièvement ici (Fig. 8).

L'événement D0 n'est reconnu que par ses caractéristiques métamorphiques. Il est représenté par un métamorphisme de haute pression donnant des éclogites et des granulites de haute pression. Ces roches existent dans l'USG de Marvejols où une population de zircon d'un gabbro a donné un âge de 415±6 Ma interprété comme celui du métamorphisme éclogitique. Les conditions thermobarométriques de D0 sont de 1,6±0,4 GPa et 800±50°C [START_REF] Pin | U-Pb dating of an early Paleozoic bimodal magmatism in the French Massif Central and of its further metamorphic evolution[END_REF].

L'événement D1 est exprimé dans l'USG et l'UIG. Il se caractérise par une linéation minérale Nord-Sud (0 à N50E) et par un métamorphisme de moyenne pression-moyenne à haute température à disthène puis sillimanite, développé lors de l'exhumation de l'USG. Des migmatites à sillimanite, (appelées MI), datées vers 385-375 Ma dans le Limousin (Faure et al., 2008), issues de la fusion partielle des parties les plus hydratées (pélites et orthogneiss), donc les plus fusibles, se forment aussi à ce moment-là. Les roches basiques plus réfractaires, donc moins fusibles, se rétromorphosent. Les éclogites deviennent des amphibolites (cf. Lardeaux, 2014 et références incluses).

Les événements D0 et D1, d'âge Dévonien, relèvent de l'évolution éo-varisque. En termes de géodynamique, ils correspondent à la fermeture de l'océan Médio-européen par subduction vers le Nord, puis à la collision entre Armorica et Gondwana (Faure et al., 2008). Une discussion détaillée de ces phénomènes sort du cadre de l'excursion.

L'événement D2 est très développé dans l'UIG et parfois dans l'USG, mais jamais dans l'unité méridionale para-autochtone. Il se caractérise par une linéation minérale orientée NW-SE et un métamorphisme de moyenne pression-moyenne température. Biotite, grenat, staurotide sont très répandus, le disthène apparaît rarement. L'événement D2 est daté vers 360-350 Ma, c'est-à-dire à la limite Dévonien-Carbonifère (Costa, 1989 ;[START_REF] Lardeaux | Deciphering orogeny: a metamorphic perspective. Examples from European Alpine and Variscan belts -Part II: Variscan metamorphism in the French Massif Central -A review[END_REF]Do Couto et al., 2016 ;[START_REF] Faure | Les grands ensembles lithologiques rencontrés lors de l'excursion A) Les formations métamorphiques 1. L'unité des Plis-et-Chevauchements du Viganais Dans les Cévennes méridionales, le Viganais appartient à l'Unité des Plis-et-Chevauchements du Massif central (Figs. 1, 2). Il est constitué de grès[END_REF]) A l'échelle de la chaîne varisque, il s'agit de la phase majeure correspondant à la fermeture de l'océan rhéïque et à la collision entre Baltica et Gondwana.

L'événement D3, très développé dans le sud du Massif central est responsable de l'empilement d'unités tectoniques. Son âge évolue du Nord au Sud, du Viséen (345 Ma) à Marvejols, au Serpukhovien (320 Ma), voire Bashkirien (315 Ma) en Montagne Noire. Cet événement peut être vu comme une déformation tardi-collisionnelle.

La région des Cévennes est formée du Sud vers le Nord de la succession suivante: (i) Paléozoïque du Viganais, (ii) Micaschistes des Cévennes, (iii) Unité Inférieure des Gneiss, iv) Unité Supérieure des Gneiss (Fig. 2). Dans le détail, les deux premiers ensembles sont structurés en sous-unités (Figs. 2, 9, 10).

Fig. 8 : Schéma structural du Massif central montrant les principales unités litho-tectoniques et les sens

de déplacement associés aux trois événements « épaississants » (Faure et al. 2009a). (Brouder, in Faure et al., 2009b).

Fig. 10 : Coupes interprétatives de l'architecture des nappes cévenoles (Faure et al., 2001).

Remarque : Schistosité ou foliation. Dans les domaines profonds, ces deux termes sont largement employés par les structuralistes. Il apparaît cependant utile de définir l'usage qui en est fait dans cet article. Toute déformation ductile (ou continue, ou pénétrative) produit des anisotropies planaires ou linéaires dans une roche. C'est-à-dire que la roche déformée présente un débit « facile ». Cette orientation préférentielle se produit essentiellement de deux façons, (i) soit par une rotation solide des particules constituant la roche, (ii) soit par des cristallisations orientées. Les deux mécanismes ne sont bien sûr pas exclusifs l'un de l'autre. Lorsque la rotation solide prédomine, les grains vont tourner pour s'orienter dans le même plan qui sera appelé « plan de schistosité » (en anglais on utilise le terme « slaty cleavage »). Par exemple, c'est notamment le cas des phyllosilicates (argiles, micas, chlorite) détritiques qui seront responsables d'un débit ardoisier, on parle parfois de « schistosité de flux ». Lorsque la déformation ductile s'accompagne de cristallisations métamorphiques, la croissance des minéraux est contrôlée par la déformation contemporaine. Ainsi, les phyllosilicates néoformés (micas, chlorites) vont se développer dans un plan qui sera

appelé « plan de foliation ». Toutefois, le terme de « schistosité de crénulation », plan axial de microplis, est un abus de langage puisque cette surface est formée notamment par des phyllosilicates. Elle devrait être appelée foliation.

Dans les deux cas, les plans structuraux de schistosité ou de foliation, sont perpendiculaires à la direction de raccourcissement maximum (souvent appelé axe Z). On notera que cette définition géométrique en terme de déformation ne nécessite aucunement l'intervention de contraintes (pression orientées) ou de notion de tectonique. Les surfaces de schistosité et de foliation peuvent se développer dans tous les contextes : compression, extension, coulissage. Les plans structuraux, et eux seuls, contiennent des structures linéaires ou linéations qui ne doivent pas être confondues avec les structures nonpénétratives, ou localisées, comme les stries sur un miroir de faille.

Toutes les unités cévenoles sont caractérisées par une schistosité de flux dans le Viganais, puis par une foliation métamorphique, à faible pendage vers le Nord dans les Cévennes centrales. Dans les années 1930-40, A. Demay, pionnier de la microtectonique, avait proposé, mais pas démontré, l'existence de plis couchés et de grandes nappes dans les Cévennes. Dans les années 1950-60, comme dans tout le Massif central, la foliation régionale était interprétée, par J. Jung et ses élèves, comme la conséquence de l'enfouissement, de la diagenèse, puis du métamorphisme des roches déposées dans un bassin sédimentaire. On doit à M. [START_REF] Mattauer | Existe-t-il des chevauchements de type himalayen dans la chaîne hercynienne du Sud de la France ? Réun[END_REF] l'idée que la foliation plate (ou à faible pendage) résulte de cisaillements ductiles d'échelle crustale associés à de grands chevauchements comparables à ceux de l'Himalaya. Ce schéma est maintenant largement accepté, même s'il doit être nuancé et précisé à l'échelle de toute la chaîne varisque (voir [START_REF] Ledru | Où sont les nappes dans le Massif Central français ?[END_REF]Faure et al., 2009a ;[START_REF] Lardeaux | Deciphering orogeny: a metamorphic perspective. Examples from European Alpine and Variscan belts -Part II: Variscan metamorphism in the French Massif Central -A review[END_REF].

La direction de déplacement des chevauchements est indiquée par la linéation d'allongement qui est aussi la linéation minérale des minéraux métamorphiques. Des critères cinématiques, par exemple micas sigmoïdes, recristallisations en zones abritées (« pressure shadows »), lentilles de quartz sigmoïdes, donnent un sens de chevauchement du Nord vers le Sud. L'épisode tectono-métamorphique majeur des Cévennes (D1) correspond à la foliation régionale (S1) à faible pendage, même si elle peut être perturbée par des plis postérieurs. La linéation d'allongement (L1) est orientée N-S à NE-SW (Figs. 11, 12 ;[START_REF] Mattauer | Argumentation en faveur de chevauchements de type himalayen dans la chaîne hercynienne du Massif central français[END_REF][START_REF] Lacassin | Analyse de la déformation hercynienne majeure des gneiss des de la Cézarenque (Cévennes, Massif central)[END_REF][START_REF] Arnaud | D 907 en direction de l'Estréchure J4-9 : Orthogneiss oeillé de Peyroles présentant une foliation à pendage Nord, bien marquée par l'orientation préférentielle des biotites et des yeux felspathiques, la linéation d'allongement est dans l'ensemble mal visible. Près d'un ancien virage de la route, des zircons ont donné un âge U/Pb LA-ICP-MS à 433±4 Ma[END_REF]Arnaud et al., 2004 ;Faure et al., 2001Faure et al., , 2009b)). Rappelons que la première déformation (D1) des Cévennes correspond à l'échelle de tout le Massif central à la déformation D3 qui se développe depuis la région de Marvejols, au Nord, jusqu'à la Montagne Noire, au Sud (voir la table de corrélation des événements tectono-métamorphiques). Cependant, pour des raisons pédagogiques, au cours de cette excursion, la première foliation régionale observée sur le terrain à l'échelle macroscopique sera appelée S1. La linéation d'allongement (L1), portée par S1, se présente notamment sous forme de tâches d'oxydes (Viganais), de micas ou de lentilles de quartz (Cévennes centrales) ou d'yeux feldspathiques (Cézarenque). L1 est rarement préservée dans les métapélites épimétamorphiques qui ont recristallisé au cours de la déformation. Nonobstant, les critères de cisaillement indiquent un sens de transport des nappes cévenoles vers le Sud ou le SW. Des plis intrafoliaux, ou isoclinaux, (P1) dont le déversement peut être indifféremment vers l'Est ou l'Ouest, sont aussi attribués à la déformation D1 (Fig. 12,Photo A).

La déformation cisaillante incrémentale. La foliation des séries métamorphiques des Cévennes est aussi déformée par des plis couchés centimétriques à métriques (P1.5), d'axes NW-SE associés à une schistosité de crénulation de plan axial (S1.5). Une linéation de crénulation (L1.5) est également parallèle aux axes de plis NW-SE (Fig. 12). Bien que d'axes perpendiculaires aux plis P1, les plis P1.5 admettent les mêmes directions de déformation que les plis P1 car il représentent en fait un incrément tardif de la même déformation cisaillante D1. Aussi par souci de simplification, et afin d'éviter la multiplication des phases microtectoniques, ils seront rapportés ici à l'événement D1. (Faure et al., 2001).

Photo A : Plis isoclinaux P1 d'axe N-S ou NE-SW (St-Hilaire-de-Lavit)

La déformation principale D1 est contemporaine d'un métamorphisme de faciès schiste vert à amphibolite [START_REF] Rakib | Le métamorphisme régional de basse pression des Cévennes occidentales : une conséquence directe de la mise en place du dôme thermique vellave (Massif Central français[END_REF]Brouder in Faure et al., 2009b ;[START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF]. Les paragenèses à quartzmica blanc (séricite ou muscovite)-chlorite (± apatite ±ilménite ±tourmaline) sont les plus communes. Le chloritoïde, associé à la chlorite, apparaît dans les schistes noirs. Le grenat est présent dans les roches les plus alumineuses. Selon [START_REF] Rakib | Le métamorphisme régional de basse pression des Cévennes occidentales : une conséquence directe de la mise en place du dôme thermique vellave (Massif Central français[END_REF] et [START_REF] Arnaud | D 907 en direction de l'Estréchure J4-9 : Orthogneiss oeillé de Peyroles présentant une foliation à pendage Nord, bien marquée par l'orientation préférentielle des biotites et des yeux felspathiques, la linéation d'allongement est dans l'ensemble mal visible. Près d'un ancien virage de la route, des zircons ont donné un âge U/Pb LA-ICP-MS à 433±4 Ma[END_REF], ces assemblages définissent des conditions thermo-barométriques de 500±30°C et 0,5±0,05 GPa.

En outre, les micaschistes contiennent des porphyroblastes de biotite et de grenat obliques sur la foliation S1 mais déformés (Photo C). Il existe donc un métamorphisme tardi-S1 dont les isogrades recoupent la foliation régionale (Fig. 13), attribué à l'incrément D1.5.

Une étude de la température maximale atteinte par les micaschistes des Cévennes a été récemment réalisée par la mesure de la cristallinité du graphite par spectrométrie Raman [START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF]. A l'exception du Viganais où une élévation de température peut être mise en évidence au passage du chevauchement des micaschistes sur les séries épimétamorphiques, ces températures ne montrent pas d'organisation nette des isothermes parallèlement à la foliation S1 qui permettrait de les rapporter à l'événement D1. En revanche, la géométrie des isogrades suggère une source de chaleur sous-jacente aux micaschistes des Cévennes centrales qui serait contemporaine de l'incrément D1.5 (Fig. 14).

Photo C : Biotite syn-S1 déformée par D1,5, datée à 320 Ma en Ar/Ar (Cassagnas)

Des datations 39 Ar/ 40 Ar donnent des valeurs comprises entre 345-335 Ma pour des biotites et muscovites de la Cézarenque et 325-320 Ma pour des biotites de la métadiorite d'Aire de Côte et des muscovites dans la série micaschisteuse (Caron, 1994 ;[START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF]. Ainsi dans les Cévennes centrales, un âge autour de 325-320 Ma pour la déformation syn-métamorphe D1 est probable.

La signification thermique de l'incrément D1.5 est encore discutée. Une possibilité serait d'interpréter l'élévation de température comme liée à un dôme migmatitique caché sous les Cévennes centrales, comparable à celui qui affleure dans les Cévennes septentrionales, au Sud du massif du Velay (Figs. [START_REF] Faure | Les grands ensembles lithologiques rencontrés lors de l'excursion A) Les formations métamorphiques 1. L'unité des Plis-et-Chevauchements du Viganais Dans les Cévennes méridionales, le Viganais appartient à l'Unité des Plis-et-Chevauchements du Massif central (Figs. 1, 2). Il est constitué de grès[END_REF]13).

Fig. 13 : carte des isogrades métamorphiques de l'événement D2 (adapté de Rakib, 1996).

Pour la légende voir figure 2.

B) La déformation ductile post-nappe (D2) L'événement D2 des Cévennes relève d'une autre logique tectonique que l'évènement D1. La foliation régionale est déformée par des bandes de cisaillement obliques sur S1, associées à une linéation minérale ténue, des crénulations de la foliation S1, et des stries NW-SE marquées par des biotites, des micas blancs ou des chlorites. Des lentilles sigmoïdes de quartz (parfois à tourmaline) sont aussi attribuables à D2. Dans la partie orientale des Cévennes centrales et en Cézarenque, les critères cinématiques indiquent un cisaillement vers le SE de la partie supérieure, alors qu'à l'Ouest, au Nord de Florac, ou vers Meyrueis, les cisaillements sont vers le NW. Les conditions thermo-barométriques de l'événement D2 sont estimées à 680°C et 0,4 GPa [START_REF] Rakib | Le métamorphisme régional de basse pression des Cévennes occidentales : une conséquence directe de la mise en place du dôme thermique vellave (Massif Central français[END_REF]. Des datations 39 Ar/ 40 Ar sur muscovite donnent des âges proches de 315-300 Ma [START_REF] Najoui | Conditions et âges 40 Ar/ 39 Ar de mise en place des granitoïdes de la zone externe sud du Massif central français : exemples des granodiorites de St-Guiral et de Liron (Cévennes, France)[END_REF][START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF]. Cependant l'effet thermique dû à la mise en place des plutons reste limité à l'auréole de métamorphisme de contact. Il n'interfère pas avec le métamorphisme de l'incrément D1.5.

Fig. 14 : Températures raman déduites de la mesure de la cristallinité du graphite [START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF].

Pour la légende voir figure 2.

C) La mise en place des plutons syn-tectoniques

Les plutons granitiques du Mont Lozère-Borne et de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron sont intrusifs dans la pile de nappe formée lors de D1, et affectée par D2. Une auréole de métamorphisme de contact à biotite, muscovite, andalousite, et plus rarement grenat, se surimpose sur la foliation D1. Des études de la fabrique (= orientation préférentielle des minéraux constitutifs) des granites et de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM) mettent en évidence une fabrique planaire et linéaire des minéraux granitiques acquise lors de leur cristallisation. L'ASM définit une linéation magnétique NW-SE à E-W développée lors de la mise en place des plutons (Faure, 1995 ;Faure et al., 2001;[START_REF] Talbot | Emplacement in an extensional setting of the Mont-Lozère-Borne granitic complex (SE France) inferred from comprehensive AMS, structural and gravity studies[END_REF][START_REF] Talbot | A magnetic fabric study of the Aigoual-Saint-Guiral-Liron granite pluton (French massif Central) and relationships with its associated dykes[END_REF]Figs. 15A, 16). En outre, les données gravimétriques montrent que les plutons granitiques du Mont Lozère-Borne et de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron sont des laccolithes enracinés à l'Ouest et déversés vers l'Est (Faure et al., 2001;[START_REF] Talbot | Emplacement in an extensional setting of the Mont-Lozère-Borne granitic complex (SE France) inferred from comprehensive AMS, structural and gravity studies[END_REF][START_REF] Talbot | A magnetic fabric study of the Aigoual-Saint-Guiral-Liron granite pluton (French massif Central) and relationships with its associated dykes[END_REF]Fig. 17). Les bordures orientales et occidentales des plutons sont déformées ductilement par des failles normales (rarement observées) ou des structures extensives qui abaissent l'encaissant par rapport au granite, respectivement vers le SE à l'Est et le NW à l'Ouest. Les biotites et andalousite du métamorphisme de contact sont également orientées selon la même direction E-W à NW-SE. Les filons de microgranites de la bordure NW du massif de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron sont des fentes de tension ouvertes lors d'un étirement NW-SE à E-W (Fig. 15B ; [START_REF] Talbot | A magnetic fabric study of the Aigoual-Saint-Guiral-Liron granite pluton (French massif Central) and relationships with its associated dykes[END_REF]. Tous ces éléments structuraux conduisent à interpréter la déformation qui affecte les plutons cévenols et leur encaissant comme une phase extensive qui accommode l'exhumation de la pile de nappe édifiée durant D1. Les plutons des Cévennes sont donc des massifs syntectoniques contemporains de la phase D2.

Fig. 15A : Carte des linéations magnétiques du pluton de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron [START_REF] Talbot | A magnetic fabric study of the Aigoual-Saint-Guiral-Liron granite pluton (French massif Central) and relationships with its associated dykes[END_REF] Fig. 15B: Bloc diagramme interprétatif des trajectoires de foliation et de linéation dans le pluton de l'Aigoual-S t -Guiral-Liron [START_REF] Talbot | A magnetic fabric study of the Aigoual-Saint-Guiral-Liron granite pluton (French massif Central) and relationships with its associated dykes[END_REF] Fig. 16 : Carte des foliations et linéations magnétiques du pluton du Pont-de-Montvert-Borne [START_REF] Talbot | Emplacement in an extensional setting of the Mont-Lozère-Borne granitic complex (SE France) inferred from comprehensive AMS, structural and gravity studies[END_REF] Fig 17: Architecture 3D du pluton du Pont de Montvert-Borne déduit de la modélisation gravimétrique de l'anomalie de Bouguer [START_REF] Talbot | Emplacement in an extensional setting of the Mont-Lozère-Borne granitic complex (SE France) inferred from comprehensive AMS, structural and gravity studies[END_REF] A l'échelle de tout le Massif central, cet événement extensif syn-plutonique représente l'événement D4 observé du Nord du Limousin aux Cévennes (Faure et al., 2009a ;Fig. 18). (Faure et al. 2009a) La figure 19 est une synthèse de l'évolution thermique du para-autochtone cévenol à partir des températures raman contemporaines des événements D1, D1.5 et D2 [START_REF] Montmartin | Métamorphisme tardi-orogénique dans le domaine externe d'une chaîne de montagnes[END_REF]. Graissessac,Figs. 1,18). Quelle que soit l'orientation de la faille bordière, la direction d'ouverture du bassin, donnée par la strie sur le miroir de faille, indique une direction d'étirement maximum N-S à NNE-SSW. Ces bassins intramontagneux se forment lors de l'extension tardi-à post-orogénique qui participe au stade final du "des-épaississement" (ou effondrement) de la chaîne varisque [START_REF] Malavieille | Collapse of the thickened Variscan crust in the French Massif Central: Mont Pilat extensional shear zone and St Etienne upper Carboniferous basin[END_REF]. Il s'agit de la phase D5 du Massif central (Faure et al., 2009a ).

Dans les Cévennes (Fig. 2), la faille bordière du bassin houiller est masquée par les dépôts mésozoïques, ainsi ce bassin n'apporte pas d'information structurale sur le régime tectonique qui accompagne sa formation (Fig. 6 ; Genna et [START_REF] Debriette | Evolution structurale du bassin houiller d'Alès (données nouvelles et interprétation)[END_REF]Djarar et al., 1996).

Par ailleurs, une déformation extensive vers le NE, reconnue au toit de l'orthogneiss de Peyroles (Arnaud et Burg, 1993) pourrait être attribuée à l'événement D5. Il en est de même pour la déformation observée dans l'auréole métamorphique du petit massif granitique de Montcalm au SW d'Alès (Fig. 2 ; Allemand et al., 1997). Pour une discussion plus détaillée de la place du plutonisme et de la sédimentation houillère dans le des-épaississement de la chaîne varisque du Massif central voir Faure (1995).

Conclusion

Grâce à ses bonnes conditions d'affleurement, la région des Cévennes-Gévaudan permet de bien documenter l'empilement des diverses unités du Nord vers le Sud : USG, UIG, UPA, UPC, la déformation polyphasée associée à la formation des nappes du domaine para-autochtone de la chaîne varisque du Massif central pendant l'épaississement. L'évolution thermique syn-à tardi-épaississement est complexe et demeure encore incomplètement élucidée. Les plutons granitiques et leurs auréoles de contact apportent des informations sur les relations entre les structures associées à la mise en place des magmas et l'extension tardi-orogénique régionale. En outre, les micaschistes des Cévennes renferment aussi des minéralisations à Au, Sb, Ag, Pb, Zn, Ba mises en place lors du dés-épaississement tardivarisque ou lors du rifting liasique qui caractérise la bordure cévenole au moment où s'ouvre l'océan liguro-piémontais des Alpes.

Références

Pour les Cévennes, l'essentiel des références se trouve dans la notice de la carte géologique au 1/50 000 St-André-de-Valborgne (Faure et al., 2009b)

Fig. 1 .

 1 Fig. 1. Carte structurale des différentes unités litho-tectoniques de la chaîne varisque et les ensembles magmatiques post-nappes du SE du Massif central et trajet de l'excursion. Les carrés jaunes indiquent les arrêts proposés[START_REF] Faure | Les grands ensembles lithologiques rencontrés lors de l'excursion A) Les formations métamorphiques 1. L'unité des Plis-et-Chevauchements du Viganais Dans les Cévennes méridionales, le Viganais appartient à l'Unité des Plis-et-Chevauchements du Massif central (Figs. 1, 2). Il est constitué de grès[END_REF].

Fig. 2 :

 2 Fig. 2 : Schéma structural des Cévennes montrant les différentes unités lithotectoniques et le trajet de l'excursion (d'aprèsFaure et al., 2001). G : Genolhac, LB : Le Bleymard, LCD : Le Collet-de-Dèze, M : Masméjean, PM : Le Pont-de-Montvert, SJG : S t -Jean-du-Gard, SL : S t -Laurent-les Bains, Vs : Vialas, Vt : Villefort. Les carrés violets indiquent les arrêts proposés.

Fig. 4 :

 4 Fig. 4 : Histogramme de fréquence des âges U-Pb sur zircon obtenus dans les formations volcanosédimentaires des micaschistes des Cévennes montrant deux pics à 465 Ma et 544 Ma indiquant la présence d'au moins deux épisodes magmatiques paléozoïques (Cocherie inFaure et al., 2009b).

  3. L'Unité Inférieure des Gneiss (UIG)Sur le trajet de l'excursion, cette unité s'observe dans la vallée du Lot, au Sud de Marvejols et dans la Cézarenque, au Nord d'Alès.

Fig. 5 .

 5 Fig. 5. Coupe de Marvejols à la vallée Truyère montrant la superposition tectonique des unités de gneiss et la forme en laccolithe du pluton de la Margeride (d'après de Goër de Hervé et al., 1994).

Fig. 6A :

 6A Fig. 6A : Schéma structural du bassin de la Grand'Combe (Genna & Debriette, 1996). 1 : anticlinal, 2 : synclinal, 3 pendage, 4 : faille normale, 5 : chevauchement, 6 : décrochement, 7 : faille, 8 : coupe, 9 : axe de la structure en fleur. Vern : Vernarède ; Rouc : Rouchan ; Rouv : Rouvergue. a,b, c : coupes

Fig. 9 :

 9 Fig. 9 : Une interprétation possible des répétitions des séries de micaschistes quartzeux et de micaschistes noirssupposant l'unicité du niveau volcano-sédimentaire du gneiss de l'Apié(Brouder, in Faure et al., 2009b).

Fig. 11 :

 11 Fig. 11 : Schéma structural des Cévennes montrant les structures planaires et linéaires formées lors des événementsD1 et D2 desCévennes (d'après Faure et al., 2001).

Fig 12 :

 12 Fig 12 : Bloc diagramme montrant les structures : foliation S1, linéation L1, plis intrafoliaux P1 formés lors de l'événement D1 précoce et les plis synschisteux (P1.5 , S1.5) et crénulation L1.5, plus tardives que D1 mais interprétées ici comme des incréments tardifs de D1. Des biotites post-foliales, (rectangles noirs), cristallisent après S1.5(Faure et al., 2001).

Fig. 18 :

 18 Fig. 18 : Carte des événements D4 et D5 du Massif central(Faure et al. 2009a)

Fig. 19 :

 19 Fig. 19 : Carte des températures raman associées aux événements D1 et D2 des Cévennes (ou D3 et D4) du Massif central (Montmartin, 2021). Les flèches convergentes indiquent l'épaississement D1 et D1.5. Les flèches divergentes traduisent l'extension D2. Sur la carte du centre, les cercles jaunes représentent les porphyroblastes de biotite, sur celle de droite, les cercles en orange représentent les biotites du métamorphisme de contact autour des plutons.

  Photo B. Plis 1.5 avec schistosité de crénulation (S1,5) de plan axial, sortie Nord de Florac(arrêt J2-1)

  ont défini les principales caractéristiques des chaînes antépermiennes d'Europe. E. Suess distingue la chaîne varisque d'Europe centrale, la chaîne armoricaine et la chaîne ibérique à partir de leurs directions structurales. Pour M. Bertrand et E. Haug, ces différentes directions sont synchrones et appartiennent à un même orogène : la chaîne hercynienne d'Europe moyenne. En 1924, H. Stille nomme chaîne varisque ce domaine orogénique. Par la suite, les géologues francophones ont utilisé le terme d'hercynien pour qualifier, en Europe et en Afrique du Nord, une chaîne carbonifère. En revanche, les auteurs et les journaux scientifiques anglo-saxons privilégient le terme varisque qui s'est peu à peu imposé dans la littérature internationale. Les termes varisque ou hercynien peuvent être considérés comme synonymes.

E 1 1 2

.fr/article/MCF-pre-Permien-tectonique-metamorphisme.xml Partie 3 : -https://planet-terre.ens-lyon.fr/article/MCF-pre-Permien-magmatisme-geodynamique.xml

Une coupe de la chaîne varisque dans le SE du Massif central

Cévennes-Gévaudan MCF-pre-Permien-tectonique-metamorphisme.xml Partie 3 : -https://planet-terre.ens-lyon.fr/article/MCF-pre-Permien-magmatisme-geodynamique.xml

https://planet-terre.ens-lyon.fr/article/MCF-pre-Permien-structuration.xml Partie 2 : -https://planet-terre.ens-lyon

Détail des arrêts

Carte routière IGN 1/100 000 Privas-Alès (n°59) et Rodez-Mende (n° 58) ou carte IGN Lozère Cartes géologiques au 1/50 000 : Le Vigan, St-André de Valborgne, Genolhac, Bessèges, Alès, Meyrueis, Florac, Mende, Le Bleymard J1 : Pont d'Hérault -Valleraugue -Saumane -l'Estréchure -Saumane-S t -Roman de Tousque-Le Pompidou-tunnel du Marquairès-Rousses-Vébron-Florac.

Buts : Paléozoïque du Viganais, monzogranite du Liron-micaschistes des Cévennes (lithologie, structure, métamorphisme), orthogneiss de Peyroles.

J1-1 : Après le Prat, virage à gauche, Parking à droite facile (44° 0' 34'' N ; 3° 40' 29''E) Schistes et silts noirs sériciteux, pas de déformation ni de métamorphisme. Série du Cambro-Ordovicien probable du Viganais.

J1-2 : Après Peyregrosse, moulin des Pauses. Parking à droite Monzogranite porphyrique du pluton de S t -Guiral-Liron-Aigoual. Age vers 315-300 Ma. Pas d'orientation minérale, mais orientation magnétique avec foliation E-W à fort pendage et linéation subhorizontale (pt 37-38 de Talbot et al., 2005). J1-6 : Orthogneiss de Peyroles à petits yeux, foliation nette, pas de linéation. Age U-Pb sur zircon à 433±4Ma (Cocherie in Faure et al. 2009b). Filon de microgranite non orienté recoupant la foliation. Age U-Pb sur zircon à 286±3 Ma (Cocherie in Faure et al. 2009b). Les observations de l'orthogneiss de Peyroles seront complétées durant le 4° jour (J-4-9, J4-10).

J1

Retour vers Saumane, --> D 39 --> S t -Roman-de-Tousque J1-7 : Virage à droite, Parking limité. Panorama vers le Sud (Aigoual) et quartzite blanc, base de l'unité 2 ou nappe du Pompidou (Brouder, 1963(Brouder, , 1964)). (Pin and Lancelot, 1978). L'âge 40 Ar/ 39 Ar sur biotite à 352±1 Ma correspond à celui de la déformation D2 (Costa, 1989).

Route dans les micaschistes noirs du

J2-3 : Continuer --> ouest. Parking à gauche. Micaschistes à biotite-grenat ± staurotide de la série du Lot (Unité Inférieure des Gneiss). La foliation très plate porte une linéation minérale et d'allongement NW-SE (D2). La biotite et la muscovite donnent respectivement des âges 40 Ar/ 39 Ar à 358±4Ma et 342±4 Ma (Costa, 1989).

Au carrefour du pont des Ajustons, tourner à droite sur la N9 vers Marvejols. J2-4 : Pont de Pesil. Tourner à droite après le pont, parking à droite. Orthogneiss oeillé mylonitique de Marvejols. Les datations U/Pb sur populations de zircon (U/Pb) et sur monazite (U/Th/Pb) donnent respectivement des âges à 346±8 Ma (Pin, 1981) Le contact entre les unités supérieure et inférieure des gneiss passe dans la ville de Marvejols. Les affleurements sont actuellement très difficiles à trouver compte tenu de l'urbanisation galopante de cette métropole régionale! A Marvejols --> D42 vers Berlières. Parking facile après le pont. J2-6 : Micaschistes et gneiss oeillés de l'UIG. La falaise face au parking montre un pli isoclinal métrique dans des micaschistes de la série du Lot. Des gneiss oeillés, correspondant à des métaconglomérats, affleurent au Nord du pont. Cette roche est très comparable aux gneiss oeillés conglomératiques de la Cézarenque qui seront observés le jour suivant.

--> Servières. Parking facile près de l'église. Prendre vers l'ouest un petit chemin carrossable vers un lavoir. J2-7 : Mylonites de haute température développées le long du contact entre l'USG et l'UIG. Ces roches très particulières à débit en plaquette portent une linéation d'allongement N-S, parallèle à l'axe de plis intrafoliaux (plis « a »). Ce contact tectonique synmétamorphe est un des premiers décrit dans le Massif central (Faure et al. 1979). La présence de granites mylonitisés datés à 345 Ma [START_REF] Pin | U-Pb dating of an early Paleozoic bimodal magmatism in the French Massif Central and of its further metamorphic evolution[END_REF] conduit à proposer que ce chevauchement relève de l'événement D3. Servières --> Mende. Le long de la route, sur le plateau, blocs de granite de la Margeride. Descente dans la vallée du Lot. Sortie est de Mende par la D 988. La route traverse des alternances calcaires-argilites du Lias qui masquent le contact entre l'Unité Inférieure des Gneiss et l'Unité Para-autochtone. Après Badaroux, tourner à droite sur la D901 --> Bagnols-les-Bains.

La D 901 suit la vallée du Lot. S te -Hélène. Parking à gauche J2-8 : Granite porphyrique de la Margeride altéré en argilite rouge, peut être latéritique, fracturé et recouvert par les dépôts jurassiques.

Bagnols-les-Bains --> Le Bleymard --> D20 --> Belvezet (ligne de partage des eaux)--> D6 --> la route suit maintenant le Chassezac, affluent du Gard. A l'ouest de Cubières, la route traverse des formations de calcaires dolomitiques, calcaires marneux et marnes du Jurassique inférieur (Lias). Après le Col des Tribes (ligne de partage des eaux), la route descend vers Le Bleymard. Tourner à gauche vers le Sud sur la D20.

J2

Le Bleymard --> Le Pont-de-Montvert.


S Bessais

Aouida

M Najjar

B Dridi Rezgui

M Bouaicha

O Palais

B Bessais

S Aouida
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Local ac i a ion of ligh ind ced deg ada ion in co doped bo on pho pho ilicon e idence of defec diff ion phenomena

Local activation of light-induced degradation in co-doped boron-phosphorus silicon: Evidence of defect diffusion phenomena

Introduction

Light-induced degradation (LID) has received considerable attention in recent years due to its detrimental impact on the performance of photovoltaic (PV) solar cells under field conditions [1]. Several studies investigating this effect have been published and introduced various trends and interpretations [START_REF] Fischer | Investigation of photon and thermal changes in silicon solar cells[END_REF][START_REF] Knobloch | Solar cells with efficiencies above 21% processed from Czochralski grown silicon[END_REF][START_REF] Schmidt | Investigation of carrier lifetime instabilities in Cz-grown silicon[END_REF][START_REF] Schmidt | Light-induced degradation in crystalline silicon solar cells[END_REF][6][7][8][9][START_REF] Voronkov | Light-induced boron-oxygen recombination centres in silicon: Understanding their formation and elimination[END_REF][11][12][13][14][15]. LID phenomenon was firstly presented in 1973 by Fischer and Pschunder [START_REF] Fischer | Investigation of photon and thermal changes in silicon solar cells[END_REF]; they observed a significant degradation of the efficiency of Cz-based silicon solar cells under illumination. This degradation stops after a few hours of illumination and is eliminated after a heat treatment at a low temperature around 200 °C [START_REF] Fischer | Investigation of photon and thermal changes in silicon solar cells[END_REF]. Measurements of the decrease in photoconductance have shown that the observed degradation is due to a decrease in the lifetime of minority carriers of the solar cell base material. It was suggested that the minority carrier lifetime balances between two levels: high and low values after low-temperature treatment and illumination, respectively [START_REF] Fischer | Investigation of photon and thermal changes in silicon solar cells[END_REF][START_REF] Schmidt | Light-induced degradation in crystalline silicon solar cells[END_REF]. The carrier lifetime variation was attributed to the activation/annihilation of electrically active defects. Since this observation, various models and interpretations have been proposed to explain the origin of these defects. Later in 1979 Weizer et al. [START_REF] Weizer | Photondegradation effects in terrestrial silicon solar cells[END_REF], reported photo-degradation in n + /p silicon solar cells under illumination at open circuit operation, and under illumination with specific wavelength at short circuit operation [START_REF] Weizer | Photondegradation effects in terrestrial silicon solar cells[END_REF]. The spectral response of the cells shows that the recombination centers (responsible for the minority carrier decrease) are located in the base (p-type region) region of the solar cell and not in the diffused region (n + -type region) [START_REF] Weizer | Photondegradation effects in terrestrial silicon solar cells[END_REF]. In a first interpretation, Weizer et al. associated the activated recombination centers with defect pairs formed by a lattice defect and silver atom or complex of atoms introduced in the cell-contact metallization step. This assumption is weak because the minority carrier lifetime decreases also under illumination in passivated silicon wafer. Corbett et al. [START_REF] Corbett | [END_REF], indicated that various types of defect-pairs could be activated in an illuminated boron-doped silicon wafer; they reported more than 50 possible reactions for defect formation. Several years later Knobloch et al. [START_REF] Knobloch | Solar cells with efficiencies above 21% processed from Czochralski grown silicon[END_REF] reported that the degradation in boron-doped silicon is caused by the presence of excess minority carriers and not photons. This result was confirmed by Glunz et al. [18] and Hashigamiet al. [7]. The more esteemed origin of LID in silicon is attributed to B-O defects and was discovered and electrically identified by Schmidt et al. [START_REF] Schmidt | Investigation of carrier lifetime instabilities in Cz-grown silicon[END_REF]19]; they showed that the LID phenomenon depends on boron concentration while it is absent in gallium-doped and Fz-boron-doped silicon wafers.

The study of the kinetic formation of LID related defects or more explicitly B-O complexes reveals the appearance of two degradation mechanisms [6,[20][21][22]. For typical p-type silicon wafers, degradation occurs via a rapid initial decrease in minority carrier lifetime through rapidly fast-forming recombination centers (FRCs) within minutes, followed by slower decay on a timescale of several tens of hours to a few days due to slow-forming recombination centers (SRC). Most studies on p-type silicon show that the influence of the SRC on the device operation of the solar cell is stronger than for the FRC. Therefore, the problematic degradation focuses mostly on SRC, while the influence of FRC is often neglected. Schmidt et al. [START_REF] Schmidt | Light-induced degradation in crystalline silicon solar cells[END_REF] introduced a model where the defect is formed by the fast diffusion of oxygen dimer (positively charged) that capture the immobile substitutional boron atoms (negatively charged) to form Bs-O2i recombination centers; in such a situation the concentration of the metastable boron-oxygen complex in crystalline silicon depends proportionally on the substitutional boron concentration and in a quadratic manner on the interstitial oxygen content. This model was prevailing for many years but was invalidated by Macdonald et al. [23] when they discovered that the degradation is controlled by the concentration of holes [p0] rather than the concentration of boron [B]. In 2010, Voronkov and Falster [24] proposed a new degradation model in which degradation starts from a latent complex BiO2 formed by an interstitial boron atom and an oxygen dimer. After carrier generation, a reconstruction of B-O complexes results in the production of recombination centers. This model is the first one that demonstrates the proportionality between defects concentration and holes concentration [p0] in boron-phosphorus co-doped silicon. However, recent work carried out in 2016 [25] has shown that the two latent B-O2 defects (the precursors of FRC and SRC) are created during the cooling step of the silicon ingot, and their concentration is proportional to the boron concentration [Bi + ] and the squared oxygen concentration [O2i]. Today, no model can fully explain all experimentally observed characteristics associated with the defect responsible for light-induced degradation and it is still possible to draw some conclusions on the nature of the defect.

Besides, most previous works were focused on p-doped silicon (exclusively) with boron, while recently the LID has been studied in both boron (p-type) and phosphorus (n-type) Cz-Si [26].

Results based on compensated p-type Cz-Si show that the compensation reduces the recombination strength of BO2i complexes and their concentration depends on the net doping, (i.e., [B]-[P]). B atoms and P atoms form BP pairs [9,23,27], which minimizes the defect concentration since all Boron may be compensated. Thus, the B-P-compensated n-Si can be affected by the LID, i.e. some BO2i are formed, but their recombination activity is weaker than in p-Si, due to asymmetric electron and hole capture cross-sections.

In this work, we focus on compensated silicon wafers co-doped with boron and phosphorus.

We examine the effect of the net-doping on the minority carrier lifetime and the activation of LID defect. Minority carrier lifetime mapping before and after sample illumination enables to estimate of the LID defect density. Mapping investigations show a Gaussian distribution of the LID defect density centered on the excitation point. The defect density decreases with the increase of phosphorus amount. A far as we know, it is the first time that a mapping of the LID defect density was reported, showing that LID defect diffuse through the sample. The LID defect diffusion process may be the origin of the observed slow defect generation.

Experiments

This study was carried out on highly doped silicon samples cut from wafers originating from the same monocrystalline Czochralski silicon (Cz-Si) ingot intentionally doped with boron (B) and phosphorus (P) atoms. During the crystallization step, the dopant impurities were progressively incorporated in the melt of the silicon bath. Their various segregation coefficients lead to very wide resistivity values along the ingot [28,29]. Depending on the wafer position in the formed ingot, intrinsic, p-type, and n-type crystalline silicon wafers are formed. The concentrations of boron and phosphorus were determined by Glow-Discharge Mass Spectroscopy (GDMS) measurements [30,31]. The resistivity was measured with a four-probe system. Table 1 summarizes the properties of the studied samples. The interstitial oxygen concentration obtained by Fourier transformed infrared (FTIR) measurements is around 8.5 10 17 cm -3 . The samples were double-sides passivated by hydrogenated silicon nitride (SiNx:H) coat using a plasma-enhanced-chemical-vapor-deposition (PECVD) process to minimize surface recombination. A 200° C/60 min dark annealing in a furnace tube quartz was used to annihilate the LID complexes and to reach the initial annealed state before light treatment [12].

Effective lifetime measurements and mapping investigations were done using µPCD WT2000-VPN from Semilab with 250 µm scan resolution. A lifetime mapping was performed on each sample before and after light treatment. The local defect activation was carried out using a pulsed laser excitation with a wavelength of 904 nm and a spotlight of 1mm 2 . The penetration depth of this wavelength in silicon is about 30 µm. Simultaneously, the effective carrier lifetime ( eff) was measured using µPCD Semilab WT2000-VPN equipment. To eliminate the edge effect, we focus mapping investigations on a circle centered in the excitation point with a diameter of 20 mm. We suppose that the activated defects are the well-known boron oxygenrelated light-induced degradation (BO-LID) complex [32]. For sample A, where p0 is about 1.2x10 17 cm -3 , the average lifetime value is 2.3 µs. This value increases to 12 µs for sample B where p0 is equal to 1.15x10 17 cm -3 . The compensation induces an improvement in the value of the initial lifetime values, as shown in previous work [26]. This is explained by the compensation-induced reduction of the recombination strength of shallow energy levels as well as the Auger and radiative recombination rates [31]. In fact, minority carrier lifetime illustrates the average time that the carrier remains free after its generation. This parameter depends on the carrier recombination process and gives valuable information about the low defect densities [33]. For surface-passivated silicon samples, like the studied ones, the main process is associated with bulk Shockley-Read-Hall (SRH) recombination mode [33,34].

Results and discussion

Effect of phosphorus compensation on minority carrier lifetime of boron-doped silicon wafers

This model is governed by traps having energy levels (Et) in the forbidden band. Generally, these traps are associated with doping species, metal impurities, and crystal defects. Boron is an acceptor element, that gives rise to a shallow level in the vicinity of the valence band having an energy of about EA-EV = 0.045 eV [35]. The recombination occurs through excess holes in the valence band [33]. The strength of this process is sensitive to carrier concentration (i.e. doping amount). Highly doped materials (>10 17 cm -3 ) present low lifetimes [36]. The decrease of the majority carrier concentration increases the minority carrier lifetime. Phosphorus is a donor element giving a shallow level in the vicinity of the conduction band having an energy EC-ED = 0.045eV [35]. The co-doping reduces the excess holes by the formation of BP pairs in p-type samples which explain the difference of the average of initial lifetime values between samples A and B (Table 1). For sample E the average lifetime increases to 32 µs this is explained by the fact that holes became the minority carriers.

Local LID defects activation

LID defects in silicon samples can be activated through light exposure [START_REF] Fischer | Investigation of photon and thermal changes in silicon solar cells[END_REF]23]. The local LID is activated via a pulsed laser excitation having a wavelength of 904 nm (12 10 12 photons/pulse) and a spotlight having a surface area of 1 mm 2 . Figure 1 To quantify the spatial distribution of LID defect we convert lifetime mapping into the effective LID defects concentration (N*) mapping [37]; N* is defined as 1/ fm -1/ im, where im and fm are the initial and the final measured lifetime considered in the same sample position, respectively. Figure 2 depicts the corresponding mapping, the surface histogram, and the diametric line scan. Diffused defects labeled non-local LID defects diffuse throughout the silicon sample; for sample (A) they reach a concentration of 0.2 µs -1 far away from the excitation point (Fig. 2).

These values of LID defect density are relatively high as compared with other studies [23], this is due to the fact high doping level of the silicon samples (10 17 cm -3 ) that leads to amplification of light effect.

Effect of phosphorus compensation on local LID activation

The same treatment and analysis were carried out on samples B and E; their corresponding (sample B) the effective concentration (N*) of the local defect moves from 1.9 µs -1 to 0.7 µs -1 indicating a decrease in LID defect activation; in this case, the effective concentration of non-local defects decreases from 0.2 µs -1 to 0.04 µs -1 , and the LID-spot slightly decreases from 4.7 mm to 4 mm (Table 2). The increase in P concentration (sample B) corresponds to a decrease in hole concentration, which is the result of a low LID defect activation. It is interesting to note that for the n-type co-doped silicon sample (Sample E), the local LID defect concentration value is about 0.045 µs -1 , LID activation is rather weak, the diffused nonlocal LID defects can be neglected (around 0.007 µs -1 ) and the LID-spot is around 1.5 mm, quasi-equal to that of the laser spot. It is important to remember that in sample E the boron concentration is 4.15 10 17 cm -3 , higher than that of samples A and B (Table 1). This result perfectly illustrates the effect of the hole concentration on the formation of LID defects. In fact, for n-type silicon sample, the majority carriers are electrons, and the excess minority carrier

Conclusion

We have studied the local activation of light-induced degradation (LID) defects on highly codoped B-P silicon wafers. A mapping of the minority carrier lifetime before and after defects activation allows estimating the defect concentration around the excitation point. We found that the LID defect concentration follows a Gaussian distribution as the excitation laser source. LID defects were obtained on all regions of the silicon sample which exhibits their diffusion from the excitation point. Phosphor was found to reduce the activity of LID defect. It is worth noting that lasers are frequently used in the engineering of silicon-based devices and then could activate LID defects; in such a case de-activation treatments at low temperature should be considered to assure silicon device performance.

  Co-doping silicon wafer by boron and phosphorus reduces the majority carrier concentration, which could be expressed by the co-doping amount or the net doping p0 = [B] [P] for p-type doping and n0 = [N] [B] for n-type doping.

Fig. 1

 1 Fig. 1 Mapping and histogram minority carrier lifetime of sample A: (a) de-activation of LID

Fig. 2

 2 Fig. 2 Mapping, histogram, and a line scan of effective LID defects concentration N*of sample A

Fig. 3 Fig. 4

 34 Fig. 3 Mapping, histogram, and a line scan of effective LID defects concentration N*of sample B

Table 1 : Doping levels, resistivity, and average effective lifetime values of studied samples.

 1

		e A	2.80	1.60	1.20	0.35	2.3
	Sa	e B	3.00	1.85	1.15	0.51	12
	Sa	e E	4.15	5.30	-1.20	0.61	32

Table

1

presents the average of the initial lifetime, before LID activation, of the studied samples and their net doping values. It is worth noting that samples studied in this work were taken from different height positions of the ingot and are labeled A, B (p-type doped), and E (n-type doped).

  mapping, surface histogram, and diametric line scan of LID defects concentration are shown in figures 3 and 4. The main properties of the formed LID defects in all samples are summarized in table 2. We notice that as p0 decreases from 1.2 10

	17 cm	-3 (sample A) to 1.15 10	17 cm	-3

Table 2 LID defects characteristics

 2 )

	Sa	e A	1.2	1.7	4.8	0.2
	Sa	e B	1.15	0.7	4	0.04
	Sa	e E	-1.2	0.037	1.5	0.007

Acknowledgments

The authors would like to gratefully thank the Tunisian Ministry of Higher Education and Scientific Research, and The Japan International Cooperation Agency for the financial support.

Data Availability Statement

The data that support the findings of this study are available from the corresponding author upon reasonable request.