1 Introduction

Several episodes of basic magmatism occurred sporadically during a long period of about 140 Ma in the Spanish Central System (SCS). Five groups of basic rocks can be distinguished (Table 1). A first group (Gb1), emplaced from 345 to 310 Ma [4,5,8], corresponds to gabbros to quartzdiorites in small massifs, coeval with the huge SCS granitic Hercynian batholith (Fig. 1). They show a medium-K calc-alkaline character [4,16,27]. The next four suites are exposed as late-stage dyke-swarms crosscutting the SCS batholith (Fig. 1). The Gb2 and Gb3 dykes are associated with granite porphyries forming a complex acid-basic association [13]. They range from medium-high-K calc-alkaline compositions (Gb2 types) to shoshonitic types (Gb3 types) emplaced during post-collisional stages, from 295 to 245 Ma [12]. An extensional setting is proposed for these subvolcanic groups [13]. Later-stage alkaline lamprophyres and associated alkaline monzogabbro-to-syenite porphyries form the Gb4 igneous suite of rather uncertain age, around 280–235 Ma [4,19,26]. A time-integrated depleted mantle source, enriched in LREE and NbTa during post-Hercynian rifting is suggested for that group [4]. Finally, the tholeiitic Messejana–Plasencia great dyke was emplaced ca. 200 Ma ago in the western part of the SCS [11,22], in relation with the opening of the central Atlantic. This last Gb5 magmatism reflects a mantle source enriched with recycled crustal components [1] and complex assimilation processes during segregation through the crust [9].

2 Whole rock geochemistry

Most of studied rocks are strictly basic (or ultrabasic, for some lamprophyres), with the exception of Gb2 dykes (Fig. 2). Moreover, all these mantle-derived samples have lost their primary character mainly by crystal fractionation (as most rocks occur as phenocryst-rich varieties: Gb2–3–4 types). For that reason, criteria relatively insensitive to fractional crystallization such as incompatible trace element ratios and radiogenic SrNd data are used to draw inferences on their mantle sources [15,29]. Nevertheless, some hybrid petrographic features in Gb1–Gb2–Gb3 rocks make a precise assessment of their original source chemistry more difficult to achieve.

Primitive-mantle-normalized incompatible trace element data (Fig. 3) display two different patterns: a first group (Gb1, Gb2, Gb3 and Gb5) is characterized by negative Nb, Ta and Ti anomalies, and positive Pb anomalies, which are similar to those of subduction-related rock suites, and the continental crust, in general; a second group (Gb4) displays smoother pattern, closer to those of OIB-like melts, with apparently negligible crustal contribution. Some trace element ratios sensitive to the involvement of continental crust material, either as recycled components in the mantle sources, or during ascent through the crust (Ce/Pb, Nb/U, Th/Yb, Ta/Yb) (Fig. 4), also reflect a strong crustal imprint in Gb1, Gb2 and Gb3 magmas. This signature is much weaker in the tholeiitic Gb5 gabbros, and negligible in the alkaline Gb4 lamprophyres.

New SrNd isotopic data (Table 2) show that Gb1, Gb2 and Gb3 groups plot in the more enriched part of an age-corrected ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr vs. ε_Nd diagram, from BSE-like values towards the field for typical continental crustal rocks (Fig. 5). Alkaline lamprophyres (Gb4) overlap the isotope field of OIB [29], from values of strongly depleted mantle on a time-integrated basis (with high ε_Nd and low ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr initial ratios: +6.2 and 0.70310, respectively) towards source reservoirs that were slightly enriched on a time-integrated basis (−1.0 and 0.7045, respectively). Finally, the tholeiitic gabbros Gb5 plot in enriched fields with a fairly constant ε_Ndi (around −0.5±1) compared to more variable ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i (0.7052–0.7077) [1,9], as often observed in continental tholeiites.

Tableau 2

Compositions chimiques et résultats isotopiques Sr, Nd. Les analyses d'éléments majeurs ont été effectuées par spectrométrie d'émission à source plasma (ICP–AES, CRPG, Nancy), celles des élements en traces par spectrométrie de masse à source plasma (ICP–MS, CRPG, Nancy). Les analyses isotopiques ont été effectuées par spectrométrie de masse à thermo-ionisation. Les échantillons 83535 et 77753 ont été analysés à Clermont-Ferrand (CNRS–UMR 6524) et les autres échantillons à Madrid (CAI–UCM), selon les méthodes décrites dans les références [17] et [28]

Chemical and Sr, Nd isotopic data. Major elements were analysed by ICP–AES whereas trace elements were analysed by ICP–MS at CRPG (Nancy). Isotopic ratios were determined by TIMS at CNRS–UMR 6524 (Clermont-Ferrand) (samples 83535 and 77753) and at CAI–UCM (Madrid). Isotopic analytical methods after [17] and [28]

	Gb1	Gb2	Gb3	Gb4	Gb5
Échantillon	83535	82556	82558	82566	81277	77753	81938	103473	103674	103309	103325
SiO2	52,13	53,88	53,85	48,50	49,29	41,20	46,96	45,66	43,62	51,47	51,59
TiO2	0,61	0,96	0,89	1,61	1,45	2,75	1,86	3,61	3,36	1,06	1,00
Al2O3	18,22	16,69	17,00	16,64	16,42	13,28	16,81	16,68	15,21	15,28	14,70
Fe2O3	7,06	7,99	8,20	9,26	8,95	12,33	11,83	12,39	11,82	9,96	11,02
MnO	0,12	0,14	0,14	0,15	0,15	0,16	0,15	0,12	0,15	0,17	0,17
MgO	8,29	6,37	5,86	5,33	6,59	11,05	4,50	4,91	7,00	6,37	7,25
CaO	8,56	6,33	7,61	6,69	7,03	10,24	5,95	5,07	8,57	10,74	11,10
Na2O	2,15	2,58	2,94	3,72	3,08	1,18	3,13	2,97	2,66	2,28	2,07
K2O	0,98	1,89	1,35	2,63	3,11	3,52	2,58	4,39	3,10	0,67	0,67
P2O5	0,12	0,16	0,13	0,59	0,47	0,58	0,61	0,78	0,53	0,11	0,11
P.F.	1,61	3,04	1,48	4,51	3,38	3,31	5,28	3,58	4,00	0,66	0,52
Total	99,85	100,01	99,43	99,63	99,91	99,60	99,66	100,16	100,02	98,76	100,20
Ba	241	505	371	1190	1140	854	576	2475	963	147	138
Rb	39	105	58	139	144	74	50	137	91	25	28
Sr	172	235	173	663	532	429	653	803	880	186	179
Zr	85	141	133	229	201	167	214	367	263	91	85
Nb	11	7	5,7	26,3	22,1	69	59	110	81,5	6,2	5,4
Ta		0,49	0,36	1,99	1,67			8,87	6,34	0,36	0,33
Th	2	5,41	2,97	17,4	14,1	5	4	6,21	5,26	1,68	1,48
U	2	0,81	0,54	3,15	2,32			1,75	1,19	0,42	0,35
Hf		3,8	3,5	5,3	4,8			7,61	5,85	2,4	2,30
Pb	10	27	6	29	30			6,4	5,3	4	3,6
Y	17	24,2	25,1	33,2	28,8	28,5	33,1	66,2	24,6	20,7	20,1
La	12,12	20,20	14,30	71,00	64,30	39,67	40,37	82,30	44,00	9,62	8,57
Ce	28,97	41,00	29,70	135,00	123,00	69,71	71,57	137,00	92,10	20,80	18,50
Nd	12,80	21,90	16,30	60,40	57,50	35,20	31,68	84,40	42,90	12,50	11,20
Sm	2,86	4,84	3,85	10,30	10,00	7,12	6,91	16,90	7,45	3,14	2,95
Eu	1,05	1,25	1,15	2,68	2,40	2,27	2,19	4,64	2,43	1,14	1,04
Gd	2,50	4,92	4,22	8,69	8,02	6,56	6,06	14,6	6,54	3,75	3,48
Dy	2,35	4,74	4,66	6,58	5,87	4,90	5,27	11,9	4,76	4,07	3,85
Er	1,29	2,63	2,74	3,50	3,03	2,39	3,37	5,85	2,33	2,34	2,27
Yb	1,37	2,30	2,49	3,12	2,57	1,84	2,54	5,25	2,11	2,00	1,99
Lu	0,19	0,35	0,39	0,45	0,39	0,22	0,33	0,77	0,33	0,31	0,29
Cr	542	486	421	130	375	415	214	36	227	184	238
Ni	39	15	12	13	29	176	49	23	77	17	59
(87Sr/86Sr)m	0,710647±06	0,714049±05	0,710680±05	0,709443±06	0,710152±05	0,704850±03	0,704455±06	0,706246±06	0,705803±05	0,707276±05	0,707461±05
(87Sr/86Sr)i	0,707650	0,70871	0,70668	0,70729	0,70737	0,70310	0,70367	0,70449	0,70473	0,70617	0,70617
(143Nd/144Nd)m	0,512281±11	0,512319±03	0,512426±04	0,512330±04	0,512315±03	0,512841±08	0,512728±03	0,512465±03	0,512551±04	0,512528±03	0,512564±03
εNdi	−4,4	−3,9	−2,1	−3,0	−3,4	+6,2	+3,8	−1,0	+1,2	−1,0	−0,5

3 Discussion

L'étude des magmas basiques permet, dans une certaine mesure, d'entrouvrir une « fenêtre » sur le manteau sous-jacent. Dans le Système central espagnol (SCE), plusieurs épisodes de mise en place de magmas basiques d'origine mantellique se sont succédé depuis l'orogénèse hercynienne (Carbonifère) (Fig. 1).

Le premier groupe de roches basiques (Gb1) est constitué par un ensemble de petits massifs de gabbros à diorites quartziques, mis en place de manière précoce ou en même temps que les granitoı̈des peralumineux qui composent le batholite du SCE, et avec lesquels ils ont interagi de diverses manières [4,16,27]. Les âges radiométriques de 312±8 Ma pour le massif de El Arenal (Pb/Pb sur mono-cristal de zircon) [5], de 322±5 Ma pour le massif de El Tiemblo (isochrone RbSr) [8], ou de de 340±18 Ma pour les gabbros de Gredos (isochrone RbSr) [4], sont en accord avec le caractère précoce de ces massifs vis-à-vis du reste du batholite du SCE. Ce magmatisme est de nature calco-alcaline, avec des concentrations moyennes en K, et ses caractéristiques isotopiques SrNd [4,16] attestent la présence d'un composant crustal significatif.

Les deux suites de magmas basiques ultérieures sont post-batholitiques et appartiennent à des champs filoniens de porphyres, associés spatialement aux plutons granitiques [13]. On y distingue une première suite clairement calco-alcaline avec des teneurs élevées en K₂O (Gb2), et une suite plus récente d'affinité shoshonitique ou monzonitique (Gb3). Les rares datations radiométriques correspondent à des âges approximatifs de 290±10 Ma (isochrone RbSr des porphyres granitiques associés) et 245±7 Ma (KAr en roche totale, a priori moins fiable), respectivement [12].

Le réseau de filons alcalins postérieur (Gb4) montre une plus grande complexité chimique. Sur la base des données géochronologiques assez imprécises actuellement disponibles, certains de ces filons semblent s'être mis en place dès le Permien inférieur (isochrone RbSr à 283±30 Ma obtenue par Bea et al. [4], en bon accord avec l'âge KAr à 277±7 Ma d'une phlogopite séparée d'un lamprophyre, F. Stuart, pers. comm.). Toutefois, l'absence de magmatisme granitique associé, le niveau de mise en place très superficiel, sous forme de diatrèmes, de certains filons [26], ainsi que l'âge triasique assigné, au Portugal, à d'autres filons basiques alcalins du secteur Centro-Ibérique (Portugal Ferreira et Regencio Macedo [19] présentent des âges KAr dans l'intervalle 235–207 Ma), pourraient suggérer une chronologie de mise en place plus complexe, couvrant une longue période. Plusieurs sous-séries alcalines peuvent être distinguées au sein de cet ensemble Gb4 : lamprophyres ultrabasiques, lamprophyres phlogopitiques, diabases et porphyres gabbroı̈ques (Tableau 1) [4,26]. Une contribution crustale négligeable et une source de type manteau enrichi métasomatiquement ont été proposées pour ce magmatisme lamprophyrique [4].

La manifestation la plus tardive du magmatisme basique dans ce secteur est le grand dyke de Messejana–Plasencia, qui traverse la péninsule Ibérique depuis sa marge atlantique sud-occidentale. Daté d'autour de 200 Ma [11,22], ce grand corps filonien se rattache à la province centro-atlantique mésozoı̈que. Il est composé de gabbros tholéiitiques à quartz normatif, contenant un composant crustal, dont l'origine, par recyclage au niveau de la source mantellique ou bien par contamination lors de la mise en place filonienne, a fait l'objet de discussions [1,7,9].

Ce travail a pour but de présenter une synthèse des données géochimiques et isotopiques (Sr, Nd), publiées ou obtenues par notre groupe, relatives à ces épisodes magmatiques basiques successifs, qui témoignent de la composition du manteau sous-continental du centre de l'Espagne pendant quelque 140 Ma.

La base de données analytiques relative aux roches ignées basiques dans le Système central n'est pas très fournie. Nous avons choisi les échantillons pour lesquels une documentation géochimique la plus complète possible était disponible, non seulement pour les éléments majeurs, mais aussi pour les éléments en traces (LILE, HFSE, REE) et les données isotopiques. Nous avons completé ces données géochimiques et réalisé 11 nouvelles analyses isotopiques SrNd (Tableau 2). En général, on a sélectionné les termes les plus primitifs des séries, qui dans tous les cas ont été interprétés comme d'origine mantellique, en écartant les analyses correspondant à des roches cumulatives ainsi que les échantillons manifestement d'origine hybride, ou ayant subi des processus d'altération. Toutefois, les roches basiques des séries Gb1–2–3 montrent un léger et variable degré de contamination crustale (par exemple, xénocristaux de quartz et/ou plagioclases avec zonation spongieuse), qui rend plus délicate la discussion sur les sources mantelliques de ces roches. Aucun des échantillons sélectionnés ne présente les caractéristiques de magma primaire ; dans tous les cas, les teneurs en Cr (<540 ppm), Ni (<176 ppm) et l'indice mg (Mg/(Mg + Fe)) (<0,70) sont relativement faibles (Tableau 2). De fait, quelques types (Gb2), avec des concentrations en silice de 53–55 %, ne sont pas des roches basiques, bien que leur teneur en MgO dépasse généralement 5 %. La majorité des échantillons a subi une cristallisation fractionnée évidente antérieurement à la mise en place, en accord avec le caractère plus ou moins porphyrique de la plupart des séries filoniennes (Gb2, 3 et 4). Cependant, la séparation de minéraux mafiques (olivine, pyroxènes), bien qu'elle explique que les compositions primaires de ces magmas n'aient pas été préservées, ne modifierait pas substantiellement les rapports d'éléments en traces incompatibles. Pour cette raison, la plus grande partie de la discussion suivante sera principalement basée sur les rapports d'isotopes radiogéniques et d'éléments en traces très incompatibles, les plus susceptibles de refléter ceux des sources mantelliques.

Les échantillons sélectionnés ont été reportés dans le diagramme SiO₂(Na₂O + K₂O). On observe (Fig. 2) le caractère basique de la majorité de roches, hormis les filons microdiorı́tiques (Gb2) de nature intermédiaire, et quelques filons alcalins (Gb4), de composition ultrabasique. Le degré d'alcalinité croı̂t depuis les termes calco-alcalins précoces (Gb1) et microdioritiques (Gb2), vers les gabbros modérément alcalins (monzonitiques, K₂O>Na₂O, [13]), mais à néphéline normative (Gb3), jusqu'à des types fortement alcalins (Gb4), qui se reportent dans le domaine des basanites ou des téphrites du diagramme TAS [14] et correspondent à des roches beaucoup plus sous-saturées en silice, avec de plus grandes proportions d'olivine et de néphéline normatives. Enfin, le grand filon de Messejana–Plasencia est constitué de gabbros tholéiitiques plus subalcalins que les types basiques antérieurs. Le diagramme SiO₂K₂O (utilisé seulement pour comparer ces suites basiques) (Fig. 2) montre le caractère potassique croissant des séries, depuis les gabbros tholéiitiques Gb5, en passant par les types calco-alcalins (Gb1–2) et monzonitiques (Gb3), jusqu'aux lamprophyres (Gb4), qui sont reportés dans les domaines plus potassiques.

Les profils normalisés de distribution des éléments en traces (Fig. 3) montrent une certaine similitude pour tous les types basiques à l'exception de ceux de la série alcaline (Gb4), nettement différents. Des anomalies négatives en NbTa (et Ti pour Gb1, Gb2 et Gb3) et positives en Pb, typiques des suites magmatiques en relation avec des processus de subduction ou affectées par des interactions avec la croûte continentale, sont présentes dans tous les cas, hormis les filons alcalins Gb4.

Dans la plupart des diagrammes, les matériaux alcalins (Gb4) sont situés dans le champ des magmas extraits d'une source mantellique enrichie en éléments incompatibles de type E-MORB et OIB. Les rapports Th/Yb plus élevés des gabbros monzonitiques et calco-alcalins (Gb3, Gb2 et Gb1) suggèrent une contribution crustale plus importante dans ces magmas que dans les autres types (Fig. 4). Ceci est confirmé pour les faibles valeurs des rapports Ce/Pb, Nb/U (Fig. 4) et P/Nd, et les valeurs élevées de La/Nb et Th/Nb. Sur cette base, la participation d'un composant crustal peut être considérée comme négligeable dans la suite alcaline Gb4, mais significative pour les tholéiites Gb5. L'augmentation progressive du rapport La/Nb depuis de faibles valeurs, typiques des magmas de type intraplaque non contaminés, dans les filons alcalins Gb4 (1) et les tholéiites Gb5 (1,2), jusqu'à des valeurs supérieures à 3 dans les gabbros monzonitiques Gb3, indique aussi une participation importante de composants crustaux dans ces magmas basiques Gb1–2–3.

Les données isotopiques SrNd montrent aussi une forte variabilité (Fig. 5). Au moins trois composants distincts du point de vue isotopique sont nécessaires pour expliquer la diversité des magmas basiques étudiés. Un premier composant aurait une signature SrNd voisine de celle d'un réservoir modèle hypothétique, aux caractéristiques isotopiques primitives (Bulk Silicate Earth, BSE). Il correspond à certains gabbros calco-alcalins hercyniens (Gb1) affleurant tant dans le SCE [4,8,16] que dans la région voisine de Tolède [3]. La majorité des magmas basiques hercyniens de la zone centro-ibérique ont des compositions isotopiques proches des valeurs de ce réservoir modèle BSE ou légèrement plus enrichies (par exemple, [10]). Les gabbros Gb1, plus radiogéniques en Sr, ont été affectés par des processus d'hybridation avec des magmas granitiques crustaux (par exemple, [16]). Les données isotopiques SrNd des matériaux basiques calco-alcalins Gb2 et Gb3 se reportent dans le même quadrant représentatif des réservoirs enrichis du diagramme ε_Sr–ε_Nd, mais leurs rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr sont sensiblement plus radiogéniques (de 0,7067 à 0,7087) que ceux des gabbros Gb1. Ces suites Gb2 et Gb3 occupent un domaine très semblable à celui défini par d'autres roches basiques calco-alcalines tardi-hercyniennes [2,21] ou par les lamprophyres d'Europe occidentale [25].

Le second composant est défini par les lamprophyres (camptonites) ultrabasiques alcalins (Gb4), qui se situent le long du mantle array, dans la partie appauvrie du champ des OIB (Fig. 5). Ces données isotopiques contrastent nettement avec l'enrichissement marqué en Terres Rares légères de ces lamprophyres, qui requiert, même si l'on admet qu'ils sont issus d'un faible degré de fusion partielle, une source de type enrichi au moment de la production des magmas. On est donc conduit à envisager un processus d'enrichissement de la source mantellique par un composant à fortes teneurs en éléments très incompatibles, s'étant produit peu de temps avant ou lors de l'épisode magmatique à l'origine de la suite Gb4. D'autres données isotopiques sur les filons de camptonites [4], correspondant à des valeurs très proches de la BSE, suggèrent que le composant responsable de l'enrichissement de la source était lui-même hétérogène du point de vue isotopique.

Enfin, les gabbros tholéiitiques Gb5 du dyke de Plasencia montrent des valeurs relativement constantes des rapports initiaux du néodyme (ε_Nd≈0), associées à une dispersion beaucoup plus grande des rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr initiaux (de 0,7052 à 0,7077 selon [1,9]), ce qui suggère un découplage des deux systèmes isotopiques, caractérisé par un ajout sélectif de Sr radiogénique, soit aux magmas tholéiitiques au cours de leur traversée de la croûte continentale, soit à leur source mantellique.

L'étude géochimique des séries basiques mises en place dans le SCE sur une période de plus de 140 Ma, depuis les stades collisionnels hercyniens jusqu'à l'époque du rifting lié à l'ouverture de l'Atlantique au Mésozoı̈que, permet de mettre en évidence l'hétérogénéité de composition du manteau sous-continental de cette région. Dans l'ensemble, les données isotopiques démontrent le caractère enrichi de ce manteau sous-continental par des composants crustaux recyclés, en relation avec des événements de subduction anciens. Un certain degré de contamination par la croûte continentale pendant la traversée et la mise en place de ces magmas doit être envisagé pour les gabbros Gb1, Gb2 et Gb3. En revanche, un manteau appauvri de longue date, mais ayant subi un enrichissement très récent, probablement par les produits d'une fusion partielle limitée du manteau sous-jacent, est indiqué pour les lamprophyres alcalins Gb4, pour lesquels on peut exclure une participation significative de tout matériel crustal. L'introduction d'un composant crustal est évidente dans les gabbros Gb1, Gb2 et Gb3, qui montrent de faibles valeurs des rapports Ce/Pb et Nb/U (Fig. 4), très sensibles à l'incorporation de matériel crustal, et de moindre importance pour les gabbros Gb5. Le caractère plus basique et primitif des gabbros Gb3 comparés aux gabbros Gb1 et Gb2, ainsi que leurs teneurs plus élevées en REE et LILE, rendent plus difficile l'interprétation des signatures isotopiques en termes d'hybridation crustale pendant la mise en place. Par conséquent, l'existence de sources enrichies dans le manteau semble envisageable.

Les gabbros Gb1 montrent des preuves géologiques claires d'hybridation avec les magmas granitiques contemporains, ce qui rend compte de l'étalement des données vers le domaine de composition typique des granites (Fig. 5). Au sein de ce groupe, les gabbros de Tolède (La Bastida, [3]) sont les faciès les moins affectés par ces processus d'hybridation tardive. Leur signature isotopique suggère une dérivation à partir d'un réservoir mantellique de type BSE, déjà largement invoqué dans les modèles de mélange élaborés pour expliquer la pétrogénèse de ces massifs gabbroı̈ques et les enclaves microgrenues mafiques des granitoı̈des du SCE [4,8,16,18], sans toutefois préjuger de la signification géologique précise de cette signature, l'existence de domaines primitifs dans le manteau supérieur étant improbable.

Les gabbros Gb5 ne montrent pas d'indice pétrographique d'hybridation avec des matériaux crustaux au niveau de leur mise en place. Pour cette raison, l'influence de phénomènes de recyclage crustal dans la source mantellique a été suggérée [1]. Plus récemment, l'hypothèse a été avancée d'une interaction directe entre un magma extrait d'un réservoir du manteau préalablement enrichi et des matériels de la croûte inférieure [9]. Les données isotopiques du Pb disponibles pour ces gabbros tholéiitiques (${}^{206}\mathrm{Pb}/{}^{204}\mathrm{Pb}=18,4–18,7$ et ${}^{207}\mathrm{Pb}/{}^{204}\mathrm{Pb}=15,6$ [1,9]), qui tendent vers des sources de type EMII, paraissent plus en accord avec l'introduction de matériaux crustaux recyclés dans la source mantellique [1]. Les basaltes tholéiitiques pauvres en Ti de la grande province magmatique centre-atlantique ont la même composition en éléments en traces et la même signature isotopique que le dyke de Messejana–Plasencia [1,9,20].

Le troisième pôle isotopique, représenté par les lamprophyres alcalins, paraı̂t peu ou pas affecté par l'ajout de composants crustaux, comme le suggère l'absence d'anomalies négatives en NbTa ou positives en Pb dans les diagrammes normalisés des éléments incompatibles de ces roches (Fig. 3). Cette suite alcaline présente, tant du point de vue isotopique SrNd que du point de vue des éléments incompatibles, de nombreuses similitudes avec les basaltes intraplaques de type OIB : rapports Ce/Pb, Nb/U, P/Nd, Nb/Y, Th/Yb, Ce/Yb élevés associés à des rapports La/Nb, Ba/Nb, Y/Nb et Zr/Nb faibles (Fig. 4) [15,29]. Pourtant, la suite Gb4 est elle-même hétérogène, comme en témoignent non seulement la variabilité des compositions isotopiques, mais aussi les différences de rapports d'éléments en traces incompatibles.

Par ailleurs, on discerne une certaine évolution au cours du temps de la composition chimique du manteau du SCE échantillonné par les différentes suites magmatiques basiques. Le magmatisme basique associé à l'orogénèse hercynienne (types Gb1 à Gb3), y compris lors des stades tardifs, montre une forte empreinte crustale, reflétant, soit des processus de contamination intra-crustale, soit la fusion de domaines mantelliques contenant une composante crustale recyclée, les deux explications n'étant pas exclusives l'une de l'autre. Le magmatisme basique post-hercynien, mis en place en contexte distensif et étroitement lié à la fracturation de la lithosphère centro-ibérique, témoigne de l'implication de réservoirs mantelliques moins hybridés. Les magmas Gb4, de type lamprophyrique, semblent extraits de sources mantelliques appauvries de longue date et enrichies, peu de temps avant leur extraction, par un composant lui-même mantellique de type alcalin, riche en Terres Rares légères et en NbTa. En revanche, les magmas tholéiitiques Gb5 montrent une signature (enrichissement en Sr radiogénique, anomalies négatives en NbTa) attribuable à un manteau métasomatisé par un composant riche en fluides aqueux et/ou liquides silicatés, probablement lors d'épisodes de subduction anciens (antérieurs à la collision hercynienne, voire protérozoı̈que), suivi d'une faible assimilation (<10 % vol.) de granulites de la croûte inférieure [9].

Enfin, on peut noter que la gamme de composition isotopique (SrNd) du manteau sous-continental du centre de l'Espagne, du Carbonifère au Jurassique, coı̈ncide, dans les grandes lignes, avec celle observée en Europe occidentale au Cénozoı̈que [6] (Fig. 5), ce qui reflète vraisemblablement une histoire comparable et la relative stabilité de ces régions après l'événement lithosphérique majeur hercynien.