Geophysical, geological, and geochemical studies have shown that the Charroux–Civray complex is composite and dominated by deeply rooted medium- to high-K calk-alkaline granitoids. Geophysical data indicated the occurrence of a low density and magnetic susceptibility body, below these granitoids. This body was interpreted as corresponding to a large leucogranite pluton (about 30 km long, 10 to 15 km large and 5 to 10 km thick) [26].

The medium- and high-K calk-alkaline granitoids belong to the ‘Limousin Tonalitic line’ [18]. Their emplacement ages range from 356±5 Ma to 349±6 Ma (U/Pb dating on zircon [2]), at an estimated depth of 14±2 km [13]. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating on amphibole and biotite of these granitoids [1] indicates a fast global cooling (>100 °C Ma⁻¹) between 350 and 340 Ma, which is interpreted as corresponding to the thermal equilibration of the last intrusions (around 350 Ma) with surrounding metamorphic rocks.

Peraluminous magmatism has been encountered in two boreholes: (i) the CHA109 borehole, as a muscovite ± biotite, highly fractionated leucogranite, to which wolframite–cassiterite veinlets and greisens are associated; (ii) the CHA111 borehole, as a muscovite–garnet leucogranite, belonging to a set of decimetric to metric leucogranitic veins, aplites and pegmatites cross-cutting a monzogranite. However, the main leucogranitic body (hereafter referred in French as CLP, ‘corps leucogranitique principal’), indicated by geophysical studies, has not been reached by any of the boreholes.

⁴⁰Ar/³⁹Ar dating was performed on three samples: a muscovite from the CHA111 borehole (sample 111), and two muscovites from the CHA109 borehole, one from the main facies (sample 109), another one from a wolframite–cassiterite greisen (sample 109g).

The three muscovite single grains analysed gave plateau ages (Table 1): 311.6±0.3 and 309.3±0.4 Ma respectively for samples 109 and 109g, 338.8±0.4 Ma for sample 111.

Assuming a conductive regime, a leucogranitic intrusion, whose size ranges from some hundreds of metres to some kilometres, will reach thermal equilibrium with enclosing rocks respectively in few tens of kiloyears to few megayears. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of Late Devonian granitoids [1] indicates that a regional isotherm of 300±30 °C was reached at ca 345–340 Ma. Therefore, taking into account the small size of both leucogranitic intrusions, the obtained ⁴⁰Ar/³⁹Ar ages should be close to the emplacement ages.

The obtained data highlight the occurrence of two episodes of peraluminous leucogranitic magmatic activity. The first one, at ca 339 Ma, corresponding to the age of the muscovite garnet vein, is synchronous with several leucogranitic intrusions known in the Limousin area (100 km to the southeast): a vein in the Tulle antiform (338±4 Ma by ⁴⁰Ar/³⁹Ar, [21]) and two granite intrusions belonging to the Millevaches plutonic complex (ca 335 Ma, [17]). Systematic ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of metamorphic rocks along more than 100 km in the northern Limousin [1] indicates that this Mid-Carboniferous leucogranite magmatism could be synchronous with a regional exhumation stage.

A second one, at ca 312 Ma, corresponds to the age of the muscovite ± biotite leucogranite. Interestingly, this age is similar to the age of all Rare Metal Granite intrusions dated in the northern French Massif Central [1,6,10]. The onset of this specialised magmatism has been attributed to the thermal anomaly created by the delamination of the lower lithosphere, occurring by the end of the Variscan orogeny [7,19].

The interpretation of geophysical data [26] indicating the existence of the ‘CLP’ may be re-visited using the new ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating on the leucogranites and those obtained recently [1] on the Late Devonian granitoids (amphibole and biotite ages ranging from 348 to 343 Ma, Fig. 1). Several scenarios may be suggested.

(1) The ‘CLP’ emplacement occurred between 350 and 340 Ma. In this case, ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating obtained on Late Devonian granitoids would correspond to a nearly synchronous cooling of these granitoids and the ‘CLP’. Several peraluminous intrusions of similar age are known in the Millevaches massif (French Massif Central, [17]) and Vendée [8]. However, a leucogranitic intrusion with a thickness similar to the one proposed for the ‘CLP’ (5 to 10 km thick) is unknown in the French Massif Central during the Early Carboniferous. Thus, the CLP emplacement may have occurred at 340 Ma, at the same age as the muscovite–garnet leucogranite vein from borehole CHA111, which could represent a distal injection from the CLP.

(2) The emplacement of the ‘CLP’ occurred after 340 Ma, and thus may be synchronous with the main peraluminous magmatism episode in Limousin. It could have occurred at ca 312 Ma, in relation with the muscovite ± biotite leucogranite of borehole CHA109. In this case, a simplified numerical model of the ‘CLP’ cooling (Annex) shows that Late Devonian granitoids should have been reheated by the thermal aureole of the ‘CLP’ at ca 300–400 °C (Fig. 4). The lack of biotite ⁴⁰Ar/³⁹Ar age disturbance in the Late Devonian granitoids [1] may imply, either (i) that the amplitude and time duration of the thermal perturbation indicated by the model was not high enough to re-open significantly the ⁴⁰Ar/³⁹Ar isotopic system of biotites, or (ii) that the estimated thermal perturbation was indeed overestimated for several reasons, such as the depth location of the ‘CLP’, the span of time during which the leucogranitic magmas composing the ‘CLP’ have been emplaced. However, the new ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating results do not allow us to give more precise information concerning the age and the geometry at the depth of the large leucogranitic body shown by geophysics.

Les granitoı̈des calco-alcalins moyennement à fortement potassiques du complexe magmatique de Charroux–Civray appartiennent à la « ligne tonalitique limousine » [18]. La mise en place de ces granitoı̈des s'étale de 356±5 Ma à 349±6 Ma (UPb sur zircon [2]), à une profondeur qui a été estimée à 14±2 km (barométrie sur amphibole [13]). Les datations ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur amphibole et biotite des granitoı̈des calco-alcalins [1] suggèrent un refroidissement global rapide (>100 °C Ma⁻¹) entre 350 et 345 Ma. Ceci pourrait traduire la remise à l'équilibre thermique des dernières intrusions avec leur encaissant, à la fin de l'activité magmatique vers 350 Ma.

Des leucogranites peralumineux ont été recoupés : (i) dans le sondage CHA109 sous la forme d'un leucogranite à muscovite dominante et biotite accessoire très fractionné (riche en Sn, Rb, Ta, U, W), associé à des filons à wolframite et cassitérite à épontes greisenisées ; (ii) dans le sondage CHA111, sous forme d'un ensemble de filons décimétriques à métriques recoupant un monzogranite. Cet ensemble est constitué de leucogranite à muscovite et grenat, leucogranites à deux micas, aplites et pegmatites, qui ne présentent, en revanche, aucun enrichissement significatif en éléments incompatibles.

Par ailleurs, l'inversion couplée des données gravimétriques et magnétiques [26] suggère la présence d'un corps léger et peu magnétique, de 5 à 10 km d'épaisseur, 10 à 15 km de large et 30 km de long, sous le complexe de Charroux–Civray (Fig. 2). Il a été interprété comme correspondant à un massif leucogranitique peralumineux, dont le toit serait à une profondeur minimale de l'ordre du kilomètre [26], car il n'a pas été atteint par les forages les plus profonds. Ce corps leucogranitique principal sera appelé CLP. Il est à noter que l'épaisseur suggérée pour le CLP est très importante pour un leucogranite. Le corps de faible densité indiqué par les données gravimétriques pourrait aussi correspondre à des formations de type « Unité inférieure des gneiss », mais les caractéristiques très magnétiques de cette dernière (orthogneiss à magnétite, amphibolites) ne permettent pas de rendre compte de la faiblesse de l'anomalie magnétique couplée à l'anomalie gravimétrique négative. Seul un corps de type leucogranitique peut rendre compte des anomalies géophysiques observées. Il pourrait s'agir là de l'un des plus volumineux massifs leucogranitiques de l'Ouest du Massif central, qui serait toutefois de puissance équivalente au massif leucogranitique de Mortagne, en Vendée.

Les caractéristiques minéralogiques et géochimiques des filons à grenat–muscovite du sondage CHA111 ne permettent donc pas de les considérer comme des apophyses du leucogranite à deux micas du CHA109, malgré sa proximité géographique. Il pourrait, en revanche, représenter une émission distale du CLP [9]. Afin de préciser les relations spatio-temporelles de ces deux unités entre elles et avec le CLP, des datations ⁴⁰Ar/³⁹Ar ont été effectuées sur une muscovite d'un filon de leucogranite du sondage CHA111 (échantillon 111) et sur deux muscovites du CHA109, l'une provenant du faciès principal (échantillon 109) et l'autre d'un greisen (échantillon 109g).

Après broyage et tamisage, les grains à analyser ont été prélevés dans la fraction 0,3–0,8 μm par sélection sous la loupe binoculaire. Les analyses isotopiques ont été réalisées sur grains individuels. La méthode analytique est décrite dans [1] et [22]. Les échantillons ont été irradiés à Mc Master (Hamilton, Canada, flux total reçu : 9×10¹⁸ n cm⁻²) et le moniteur de flux utilisé est l'amphibole Hb3gr (âge : 1072 Ma ; [20]).

Les rapports isotopiques mesurés sont corrigés du bruit de fond, des valeurs du blanc, des interférences dues à K, Ca et Cl, de la contamination atmosphérique et de la discrimination de masse, les erreurs sur ces différents paramètres étant propagées dans le calcul d'erreur sur l'âge de l'échantillon. Le calcul d'erreur inclut l'erreur sur le rapport ⁴⁰Ar/³⁹Ar du moniteur, mais non l'erreur sur son âge. Toutes les erreurs reportées sont à $1\sigma$.

L'échantillon 111 présente un spectre d'âge très plat (Fig. 3), définissant un âge plateau de 338,8±0,4 Ma (93 % de l'³⁹Ar, Tableau 1). Les deux premières étapes sont légèrement plus jeunes, mais cette perte limitée d'argon radiogénique reste négligeable vis-à-vis de la qualité de l'âge plateau défini sur la majeure partie du spectre.

Pour l'échantillon 109, deux étapes présentent des marges d'erreur plus élevées, qui correspondent à des analyses sur la cage de Faraday. Ces deux étapes ont été exclues pour préserver l'homogénéité du calcul de l'âge plateau, et seules les étapes sur photomultiplicateur ont été utilisées. Ceci a permis de définir un âge plateau à 311,6±0,3 Ma (sur 54 % de l'³⁹Ar, Tableau 1). L'échantillon 109g permet de définir un excellent âge plateau (100 % de l'³⁹Ar mesuré) (Fig. 3, Tableau 1) à 309,3±0,4 Ma. Si l'on exclut les deux premières étapes (plateau sur 82 % des gaz), un âge à 309,5±0,3 Ma peut être obtenu. Ces deux âges étant très proches ; c'est l'âge présentant la plus grande marge d'erreur (309,3±0,4 Ma) qui a été choisi pour l'échantillon 109g.

Une intrusion leucogranitique, dont la taille pourrait varier de celle des filons du sondage CHA111 à celle du corps leucogranitique principal (CLP), s'équilibre thermiquement avec l'encaissant entre quelques dizaines de ka à environ 5 Ma selon sa taille et le mode de dissipation de la chaleur [5,14]. Or, les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar des biotites du complexe de Charroux–Civray [1] suggèrent que la température régionale était inférieure à 300±30 °C après 340 Ma. De ce fait, l'âge ⁴⁰Ar/³⁹Ar des micas des leucogranites devrait donc être proche, à quelques millions d'années près, au plus, de l'âge de leur mise en place.

L'âge de mise en place du filon leucogranitique du sondage CHA111, à 339 Ma, est à rapprocher de celui d'intrusions leucogranitiques connues 100 km au sud-est. Dans l'antiforme de Tulle [21], un âge ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur muscovite à 337±4 Ma a été obtenu sur un filon leucogranitique, interprété comme étant proche de l'âge de mise en place. Dans le complexe granitique du Millevaches, les leucogranites de Saint Julien (15×7 km) et de Goulles (20×8 km) ont été datés respectivement à 332±6,5 Ma et 336±7 Ma, par la méthode Rb/Sr sur roche totale [17]. De plus, les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar des micas des métamorphites du Limousin sont constants à ca 340 Ma sur plus de 100 km et interprétés comme traduisant une exhumation du socle au Carbonifère moyen [1]. Ainsi, un épisode magmatique leucogranitique, datant du Carbonifère moyen à l'échelle du Limousin, synchrone d'une phase d'exhumation, est mis en évidence.

Les deux muscovites du sondage 109 (leucogranite et greisen) ont fourni des âges voisins (Tableau 1), de l'ordre de 312 et 309 Ma. Comme pour l'échantillon 111, l'âge de la muscovite du leucogranite peut être interprété comme étant très proche de l'âge de mise en place. L'âge du greisen pourrait indiquer des circulations hydrothermales (1–2 kbar, 300–400 °C [4,12]) légèrement plus tardives, associées aux intrusions leucogranitiques lors d'un second épisode d'exhumation du socle, ayant conduit à des minéralisations à Sn et W [10].

Il est intéressant de noter que cet âge à environ 310 Ma est commun aux intrusions leucogranitiques à métaux rares du Nord du Massif central français (Chédeville et Beauvoir [6], Richemont [1], Montebras [10]) et au gisement de tungstène de Vaulry [10]. En outre, l'étude des inclusions fluides [4] postérieures à la formation du greisen indique une décompression, liée à la remontée rapide du bâti hercynien, similaire à celle proposée au Stéphanien dans le Limousin [12,24]. Le complexe de Charroux–Civray semble donc avoir eu une évolution semblable à celle du Nord-Ouest du Massif central entre 310 et 300 Ma, avec la mise en place de magmas leucogranitiques spécialisés, lors du passage à un régime d'extension généralisé, en relation avec une possible délamination de la lithosphère inférieure [7,19].

En résumé, dans le complexe de Charroux–Civray comme dans le Limousin, la période 340–310 Ma semble marquer les limites d'un ensemble d'épisodes leucogranitiques, de plus en plus fractionnés lorsque l'on se rapproche de 310 Ma. Cette évolution magmatique pourrait traduire les changements tectoniques survenus dans l'Ouest du Massif central, lors d'une phase d'extension synconvergence [3], transition entre la fin de la l'épaississement crustal vers 350–360 Ma et l'effondrement généralisé de la chaı̂ne vers 300 Ma [3,15].

L'interprétation des données géophysiques [26] suggérant l'existence d'un CLP sous les granitoı̈des dévoniens peut être rediscutée à la lumière des âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur les leucogranites et sur les granitoı̈des du complexe de Charroux–Civray (donnant des âges de fermeture sur biotite de 348 à 343 Ma [1], Fig. 1). Plusieurs scénarios peuvent être envisagés.

(1) La mise en place du CLP se situe entre 350 et 340 Ma. Dans ce cas, les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenus sur les granitoı̈des dévoniens [1] traduiraient un refroidissement de ces derniers de manière sub-synchrone à celui du CLP. Des intrusions peralumineuses de taille pluri-kilométrique et d'âge voisin sont connues à 100 km au sud-est, dans le complexe granitique du Millevaches (cf. ci-dessus) et en Vendée (âge UPb sur zircon à 340±4 Ma pour le granite de Largeasse, de type Guéret [8]). De ce fait, la mise en place du CLP pourrait avoir eu lieu vers 340 Ma, âge du filon de leucogranite à muscovite–grenat du sondage CHA111, qui en serait ainsi un émissaire. Cependant, une intrusion leucogranitique d'une épaisseur semblable à celle proposée pour le CLP (5 à 10 km) n'a jamais été signalée dans le Massif central au Carbonifère Inférieur.

(2) La mise en place du CLP est postérieure à 340 Ma, par exemple vers 312 Ma, synchrone du leucogranite à muscovite ± biotite du sondage CHA109, en conformité avec l'âge de la fin de l'épisode majeur de magmatisme leucogranitique en Limousin. Dans ce cas, un modèle simplifié de l'influence thermique du CLP (annexe) montre que des points situés dans les granitoı̈des calco-alcalins dévoniens à environ 1000 à 2000 m du contact avec le CLP, initialement à une température de 200 °C environ (Fig. 4), devraient avoir été réchauffés à des températures allant de 300 à 400 °C (Fig. 4). Ces températures sont conformes à celles dérivant de l'étude des paragenèses d'altération et des inclusions fluides dans ces granitoı̈des, qui indiquent une phase de circulations fluides microfissurales, à des températures minimales de 130 à 350 °C, attribuées à la mise en place de magmas leucogranitiques [4]. Or, les systèmes isotopiques ⁴⁰Ar/³⁹Ar des minéraux des granitoı̈des calco-alcalins sus-jacents au CLP (notamment la biotite) ne semblent pas avoir été perturbés [1]. Ceci pourrait signifier, soit (i) que l'amplitude et la durée de la perturbation thermique indiquée par le modèle (température maximale de 300 à 400 °C, pour une durée inférieure à 1,5 Ma, quelle que soit la distance retenue, Fig. 4), n'ont pas été suffisantes pour ré-ouvrir de façon significative le système isotopique ⁴⁰Ar/³⁹Ar des biotites, soit (ii) que la perturbation thermique a été plus faible que celle indiquée par le modèle (par exemple, à cause d'une mise en place du CLP sous forme d'intrusions multiples étagées dans le temps, ou bien à une profondeur légèrement plus grande, hypothèses qui restent compatibles avec les incertitudes des données géophysiques). Ainsi, les données disponibles ne permettent pas de trancher entre ces différents scénarios.