Le gisement à étain–cuivre–indium de Charrier (Allier) : un skarnoïde viséen (340 Ma) traceur de la métallogenèse varisque du nord Massif central

Dans les différentes étapes du cycle varisque, l’extension post-collision viséenne entre 345 et 325 Ma, l’événement D3 (Faure et al., 2008), apparaît curieusement pauvre en minéralisations (Marcoux et Faure, 2021), la plus notable étant la minéralisation à tungstène de la Bosse près d’Échassières datée vers 333 Ma (Harlaux et al., 2018). Cette apparente pauvreté est d’autant plus surprenante que dans le nord du Massif central, l’extension D3 s’accompagne d’une importante fusion crustale responsable d’un volcanisme felsique connu depuis longtemps comme la formation des « tufs anthracifères » (Grolier, 1971), et de granitisations majeures comme les granites rouges du Forez, des événements habituellement générateurs de minéralisations. Cette granitisation s’étend d’ailleurs à l’ensemble du Massif central (Vanderhaeghe et al., 2020)

Nous avons souhaité clarifier ce point en étudiant et datant la minéralisation à cuivre–étain de Charrier, anciennement exploitée pour ces deux métaux, et clairement associée aux « tufs anthracifères » et aux granites rouges. En outre, parmi les métaux au cœur de la transition énergétique, le cuivre, l’étain et l’indium occupent des places essentielles, voire critique pour le cuivre. Dans l’esprit d’une possible reprise minière sur le territoire métropolitain, l’est du Massif central en constitue le secteur le plus riche en cuivre et Charrier une des rares mines de ce métal ; une meilleure connaissance de ses caractéristiques est un atout essentiel pour la recherche efficace de futurs gisements.

L’ancienne mine de cuivre et étain de Charrier est située sur la commune de Laprugne (Allier) dans la Montagne bourbonnaise, un isthme de socle du Massif central émergeant entre les larges vallées de la Loire et de l’Allier, 20 km à l’ouest de Roanne ( Fig. 1 et 2). Elle a fait l’objet d’exploitations épisodiques pour cuivre, étain, et aussi fer et argent, de 1872 jusqu’à sa fermeture en 1953. C’est un petit gisement mais atypique par son association à étain–cuivre–indium, unique en France, et le site de découverte de la roquesite CuInS₂, le premier minéral d’indium décrit au monde en 1963. Charrier fut aussi le sujet de la thèse de doctorat de Paul Picot soutenue en 1954, seul document publié sur ce gisement, qui décida de sa carrière de minéralogiste d’exception au BRGM. Cette étude se propose de réexaminer avec une vision et des moyens analytiques modernes ce petit gisement très original, intouché depuis 1954, particulièrement riche en indium, un métal stratégique dans les nouvelles technologies.

Le passé minier de la Montagne bourbonnaise est riche. La pépite reste la grande mine d’uranium des Bois-Noirs (ou de Saint-Priest-Laprugne ou encore de Limouzat : Cuney, 1978), qui a creusé un filon tardi ou post-hercynien, fournissant 6400 tonnes d’uranium de 1960 à juillet 1980, mais il existe de nombreux autres gisements dans la région, exploités pour l’uranium, le plomb, le zinc, la fluorine, et le cuivre et l’étain à Charrier (Marignac et Cuney, 1999).

À Charrier, les Gallo-romains avaient réalisé d’importants travaux, fondant du minerai et moulant monnaies, médailles et petites lances en bronze, certaines retrouvées sur place (Olivier, 1888). Les premiers relevés du Service des Mines signalent du « minerai de manganèse » à Charrier en 1826, et le premier puits profond de 25 m fut creusé vers 1840 sur un filon de galène argentifère. Il sortit environ 150 tonnes de « minerai très riche » avant un abandon des travaux.

Selon Olivier (1888), l’histoire du cuivre à Charrier débute à la fin du 19^e siècle avec un meunier nommé Monnat qui en labourant ses terres un jour de 1868 brisa une roche de teinte rouge sombre (probablement de la bornite). Dans une autre version, c’est en août 1870 qu’un paysan découvrit un échantillon de malachite, puis de bornite altérée affleurante (le futur amas 1), et enfin un second petit amas de sulfures de cuivre (amas 1 bis) en 1871, amorçant le projet minier. Une concession de 7 km² (703 ha et 38 ares) est accordée pour cuivre et argent le 3 juin 1872 à la Société des Minerais de France, qui découvre rapidement la présence d’étain. Cependant les difficultés d’accès à la mine et de transport du minerai, font que Charrier ferme une première fois en 1878, rouvre de 1881 à 1883, puis ouvre de nouveau en 1896. En 1925, le gisement est repris pour l’étain par la Société des mines de Charrier qui l’exploite jusqu’en 1932, puis de 1946 à 1953, année de la fermeture définitive (Picot, 1954). Charrier employait 200 personnes dans les années 1870–1880 et 150 ouvriers en 1946.

La mine du 19^e siècle a d’abord brièvement creusé une fosse de 150 m de long, 20 m de large pour 10 m de profondeur avant de foncer quatre puits, Saint-Joseph (60 m), Saint-Charles (20 m), Nély (18 m) et un puits intérieur (24 m), et de creuser un ciel ouvert entre Saint-Charles et Saint-Joseph pour exploiter l’amas 1. La mine du 20^e siècle comptait 3 puits arrivant au jour : Félix (puits principal), Saint-Paul et Piret, remplacés assez vite par des descenderies, et aussi deux puits intérieurs, le puits IV reliant les niveaux 660, 650 et 635, et le puits V reliant les niveaux 650, 635 et 623 m. Les puits desservaient chacun 3 niveaux de galeries : 650, 621 et 570 pour le puits Félix, 690, 676 et 650 pour le puits Saint-Paul, 713, 704 et 690 pour le puits Piret (Fig. 3 et Annexes 3 et 5). En 1888, les galeries s’étendaient sur 2 km, et cinq débouchaient au jour. Dans le prolongement du filon à 1 km environ (vers l’est ?), de Launay (1913) mentionne que « le puits Sainte-Marie – non positionné sur les plans parvenus jusqu’à nous – a retrouvé du cuivre sulfuré ».

Les chiffres de production varient selon les sources. Deshayes (1873) sur la base des travaux de reconnaissance sur les amas 1 et 2, estimait « un minimum bien reconnu de 7000 m³ de minerai à teneur de 13 à 14 % Cu… pouvant fournir environ 5000 t de métal ». Olivier (1888) fait état de « plus de 50 000 t de minerai riche à extraire » et de Launay (1913) mentionne Charrier comme une mine de cuivre, fer, étain et argent « qui a rapporté pour 950 000 francs de cuivre et 560 000 francs d’argent ». Mais, même en considérant les chiffres les plus élevés, Charrier fut un très modeste gisement d’étain et de cuivre, avec un peu d’argent (6 tonnes extraites jusqu’en 1945) et de fer, grâce à la magnétite. Paul Picot (1954) écrit que « la production annuelle jusqu’à ces derniers temps qui ont vu la fermeture de la mine était d’environ 240 tonnes de concentrés de cassitérite et de 200 tonnes de concentrés de cuivre », mais il ne précise pas le nombre d’années.

Selon le BRGM (1981), la production cumulée de 1872 à 1953, année de fermeture de la mine, s’est élevée entre 1000 et 2000 tonnes de concentrés à 20–30 % de cuivre (soit de 200 t à 600 t pour une moyenne à 375 t de cuivre métal) et à 700–800 tonnes de cassitérite (ou 760 t d’étain sur d’autres documents). La carte des gîtes minéraux de la France (BRGM, 1977) rapporte une production de 1000 t de cuivre (qui sont les chiffres de concentrés dans la publication ultérieure) et de 760 t d’étain.

Le schéma de traitement (Annexe 4) débutait par un concasseur à mâchoires qui réduisait les blocs de minerai en fragments de 4–5 cm, dirigés ensuite successivement vers des broyeurs à cylindres, des broyeurs à boulets, un classificateur à râteaux et enfin un épaississeur Denver qui opérait une séparation gravimétrique. La fraction dense alimentait des cellules de flottation qui séparaient les sulfures de cuivre. Les résidus de flottation subissaient ensuite une séparation électromagnétique afin d’extraire la magnétite, puis arrivaient sur des séries de tables à secousses Winfley, Deister puis Buckman Duplex pour récupérer la cassitérite. Les stériles de flottation, rejetés 500 m au NW du hameau de Charrier, constituent une verse nivelée aujourd’hui quasi-invisible, enfouie au milieu des bois près des murs ruinés des anciens bureaux.

Le cadre géologique régional se bâtit essentiellement au cours de l’orogène varisque, notamment dans sa période post-collision entre 345 et 325 Ma. Le nord Massif central appartient à la zone moldanubienne, sur la marge nord du Gondwana (Faure et al., 2008), séparé du microcontinent Armorica par l’océan médio-armoricain. Lors de la convergence du Siluro-Dévonien, cet océan se ferme par subduction sous la marge sud d’Armorica de la marge nord du Gondwana, y générant un métamorphisme de haute à ultra-haute pression. Ce socle métamorphique est exhumé au Dévonien supérieur et fond partiellement donnant des migmatites, notamment dans le nord du Massif central. La fermeture de l’océan rhéique au Dévonien supérieur (380–370 Ma) génère un volcanisme calco-alcalin associé à des zones océaniques restreintes (ophiolites de la Brévenne) avant que la dernière étape de la collision varisque ne voit la mise en place d’un plutonisme alumineux vers 355 Ma (Faure et al., 2005, 2008, 2009).

Ensuite commence l’extension tardi-hercynienne, appelée D3 (Faure et al., 2008). Dans le nord Massif central, elle débute dès le Viséen (vers 340 Ma) et s’accompagne d’une importante fusion crustale responsable de volcanisme felsique à coulées ignimbritiques et caldeiras, les « tufs anthracifères », puis de la mise en place de microgranites porphyriques et de granites, notamment les « granites rouges » du Mayet-de-Montagne et des Bois-Noirs (aussi appelé granite de Lachaux ou de la Madeleine) dans la Montagne bourbonnaise (Lé et al., 1978) et la vallée de la Sioule (Faure et al., 2002) (Fig. 1). Le granite des Bois-Noirs est grossier, peralumineux à biotite–cordiérite et muscovite rare (CPG) à tendance alcaline, tandis que le granite du Mayet-de-Montagne est grossier à porphyroïde, métalumineux à peralumineux calco-alcalin à biotite–amphibole (KCG) dans la classification de Moyen et al. (2017).

Ces granites ont développé un important métamorphisme de contact dans la série volcanosédimentaire qui a transformé les schistes mississippiens en schistes tachetés et noduleux à séricite, parfois en véritables cornéennes. Les datations des granites les plus récentes par U/Pb sur monazite fournissent des âges viséens strictement identiques pour le granite à biotite porphyroïde à grossier de Mayet-de-Montagne (341 ± 4 Ma), et le granite grossier des Bois-Noirs (341 ± 4 Ma : Lin et al., 2016).

Ces granites rouges sont recoupés par de nombreux dykes et sills de microgranite porphyrique d’âge Viséen supérieur probable, (aussi dénommés « porphyres », « granophyres » ou « porphyres quartzifères » : Picot, 1954). Leurs faciès varient du faciès-type à quartz, microcline, andésine et biotite, aux faciès à phénocristaux de microcline, biotite et hornblende. Bien que postérieurs aux granites, leurs relations génétiques ne sont pas clairement établies (Lé et al., 1978).

La morphologie actuelle de la Montagne bourbonnaise résulte pour l’essentiel de la tectonique alpine qui a relevé et basculé vers le nord le horst granitique du nord-Forez, le réhaussant entre les deux plaines d’effondrement que sont les Limagnes de l’Allier et de Roanne. Les failles majeures N-S à N160°E reprennent probablement de grandes failles hercyniennes, et découpent le nord-Forez en 3 panneaux : Lachaux, Bois-Noirs, et Arfeuilles auquel appartient le secteur de Charrier (Fig. 1).

Les amas minéralisés de Charrier sont portés par une série volcanosédimentaire du Dévono-Dinantien fortement plissée et faillée (Fig. 2), mais le complexe andésitique de base infra-Dinantien à laves, tufs, calcaires et schistes y est peu représenté. On observe surtout des terrains du Carbonifère inférieur avec, de la base au sommet : des schistes et grès quartzites du Tournaisien, de rares grès, schistes noirs et poudingues à galets calcaires et calcaires du sommet du Viséen moyen, et enfin l’étage des « tufs anthracifères » (Viséen supérieur), ici composés de tufs de composition rhyolitique (Lé et al., 1978). Régionalement, ces tufs anthracifères sont localement précédés d’un étage purement sédimentaire, celui des « poudingues et calcaires », au sommet du Viséen moyen. Le granite qui affleure à proximité est le granite rouge à gros grain pauvre en biotite des Bois-Noirs (ou de la Madeleine), recoupé de nombreux filons d’aplite. De minces et très rares filons de lamprophyres ont été notés par Picot (1954).

Les échantillons étudiés proviennent tous de collections (BRGM et université d’Orléans), la mine étant arrêtée depuis 1954, les galeries inaccessibles et les haldes très pauvres en échantillons de minerai. Les observations microscopiques, les analyses MEB et MSE ainsi que les documents photographiques (sauf les images BSE de zircon) ont été réalisées à l’Institut des Sciences de la Terre d’Orléans (ISTO, France). Les observations pétrographiques et minéralogiques ont été effectuées avec un microscope optique en lumière transmise et réfléchie Leica. Les images en électrons rétrodiffusées (BSE) ont été obtenues sur un microscope électronique à balayage Merlin compact ZEISS équipé d’un détecteur EDS Bruker sous une tension d’accélération de 15 kV. Les images BSE des zircons ont été réalisées à TSL de Toul avec un MEB de type HIROX SH3000, sous une tension d’accélération de 20 kV et un courant de 10 nA.

Les analyses ponctuelles d’éléments majeurs et mineurs ont été réalisées avec une microsonde électronique de type CAMECA SX Five sous une tension d’accélération de 20 kV et un courant de faisceau de 40 nA. Les standards utilisés sont les suivants : apatite (PKα), topaze (FKα), cassitérite SnO₂ (SnLα), hématite Fe₂O₃ (FeKα), MnTiO₃ synthétique (MnKα et TiKα), Nb (NbLα), Ta (TaLα) et W (WLα) métalliques, célestite SrSO₄ (SrKα), xénotime YPO₄ (YKα), LaPO₄ (LaKα), monazite CePO₄ (CeKα), vanadinite (ClKα), pyrite FeS₂ (FeKα et SKα), roquesite CuInS₂ et cuivre métal (CuKα), sphalérite ZnS (ZnKα), bismuth, sélénium et argent métalliques (BiLα, SeLα, AgLα), stibine Sb₂S₃ (SbLα), AsGa synthétique (AsLα). Un cristal homogène de cassitérite a servi de standard secondaire. Les seuils de détection sont indiqués dans les tableaux. Cinq échantillons de tailing ont été analysés pour Zn et In par ICP-MS au SARM (CRPG Nancy) pour calculer les rapports In/Zn.

Les datations U–Pb ont été réalisées au sein de la Plateforme Analytique GeOHeLiS de l’Université de Rennes 1 située au laboratoire des Géosciences de Rennes (OSUR) avec la méthode LA-ICP-MS sur lames épaisses ou sections polies sur apatite, zircon et cassitérite. Un laser ESI NWR193UC Excimer couplé à un ICP-MS quadripole Agilent 7700x a été utilisé. Pour les apatites, un faisceau laser de 40 μm de diamètre, une fréquence de 5 Hz et une fluence de 6 J/cm², ont été utilisés avec les standards d’apatites Madagascar (Thomson et al., 2012) comme standard primaire et Durango (McDowell et al., 2005) et McClure (Schoene et Bowring, 2006) comme standards de contrôle ; pour les zircons un faisceau laser de 25 μm de diamètre avec une fréquence de 4 Hz et une fluence de 6 J/cm² ont été utilisés avec le standard de zircon GJ-1 comme standard primaire (Jackson et al., 2004) et le standard de zircon Plésovice (Sláma et al., 2008) comme standard de contrôle. Pour des informations supplémentaires sur les différents protocoles analytiques, voir Pochon et al. (2016) pour l’apatite, Nosenzo et al. (2022) pour le zircon et le tableau de l’Annexe 1.

Pour les datations sur cassitérite, nous avons utilisé la baddeleyite (ZrO₂), un autre oxyde comme standard primaire (Marcoux et al., 2021). Afin de vérifier la pertinence de cette approche, la cassitérite Yankee (246,48 ± 0,51 Ma : Carr et al., 2020) a été analysée comme standard secondaire. Nous avons utilisé les conditions analytiques suivantes : 50 μm, 5 Hz et 6 J/cm². La baddeleyite Phalaborwa âgée de 2,06 Ga (Heaman et LeCheminant, 1993) a ainsi été utilisée comme standard primaire tandis que la cassitérite Yankee, utilisée comme standard secondaire, a donné un âge concordia de 244,5 ± 6 Ma (n = 4 ; MSWD = 1,7). Des informations supplémentaires sur ce protocole de datation sont disponibles dans l’Annexe 1.

Dans tous les cas, les données brutes ont été traitées avec Iolite4 (Paton et al., 2010 ; Chew et al., 2014). Les diagrammes et les calculs d’âges ont été obtenus avec IsoplotR (Vermeesch, 2018). Les conditions analytiques et les données obtenues sur les standards de contrôle sont fournies en Annexes 1 et 2d.

Le gisement se compose pour l’essentiel de dix « amas » situés entre les niveaux 640 m et 735 m. Huit d’entre eux sont cupro–stannifères, à gangue chloriteuse, et deux ferro–stannifères à gangue de biotite (lépidomélane), aussi appelés « amas micacés sombres ». Tous montrent des contours sinueux, et sont portés par les schistes, grès et volcanites mississippiens (dinantiens) de l’auréole de contact du granite (Picot, 1954) (Fig. 3). Le terme « amas » est impropre car il désigne des volumes à teneurs économiques (2 à 3 % Cu ou 4 % Cu + Sn) délimitées par analyses chimiques, et non des unités géologiques aux contours bien définis. Picot (1954) avance une teneur de coupure de 7 kg/t Sn soit 0,7 % Sn et mentionne des teneurs (moyennes ?) de 0,6 % Cu et 0,75 % Sn.

La limite inférieure des amas à la cote 640 m est presque toujours nette. Des sondages de recherche (date inconnue) ont tous rencontré à faible profondeur le mur granitique, suggérant une faille plate ou un contact lithologique. La zone minéralisée est par ailleurs recoupée par les filons de microgranite et s’arrête vers le sud dès que les microgranites porphyriques deviennent abondants. Le gisement est considéré comme épuisé.

Dans la première description du gisement en 1873, Deshayes parlait d’un « filon de phillipsite (bornite) de direction générale N-S obliquant un peu au nord-ouest… soit N17–18°O… à structure en chapelet : les deux amas reconnus jusqu’à ce jour sont probablement deux gros grains de ce chapelet ». Cette orientation erronée s’explique car on ne connaissait à l’époque que les amas 1 et 2. En 1913, de Launay mentionne un « système filonien cuivreux orienté N135°E » plus correct. Picot (1954) considère que les amas dessinent une zonalité périgranitique : les huit cupro-stannifères à chlorite étant distaux par rapport au granite, et les deux ferro–stannifères à biotite (amas 6 et « masse ferreuse »), plus proximaux (Fig. 3). Les amas 1 (25 m sur 13 m et au moins 30 m de profondeur) et 2 (21 m sur 9,5 m et plus de 20 m de profondeur) étaient affleurants, montrant carbonates et oxydés de cuivre, et furent à l’origine de la découverte du gisement.

Les huit amas cupro–stannifères à chlorite s’alignent sur 450 m selon un axe N110°E (Fig. 3) et encaissés dans une chloritite (parfois désignée sous le terme de « chloritoschistes »), probablement un ancien niveau de tufs mafiques, et accessoirement dans des niveaux gréseux et schisteux, sillonnés de microgranites et fortement faillés. L’amas 2 présentait une base « en fond de bateau », sans racines, l’amas 4 une éponte faillée et l’autre bordée par un filon de microgranite. La minéralisation cuprifère est disséminée, en petits amas, fréquemment agglomérés pour former des « noix », ou en minces filonnets à liserés de calcite au sein de la chloritite à chamosite (36 % FeO et 2,1 % MgO), muscovite rare, apatite abondante, épidote et rares grenats.

Les deux amas ferro–stannifères à biotite plus proximaux (amas 6 et « masse ferreuse ») sont portés par un métabasalte plus foncé et de texture plus compacte, à biotite (lépidomélane en lamelles de 2–3 mm), plagioclases (labrador à bytownite calcique) séricitisés, grenat spessartite, andalousite, apatite (cristaux jusqu’à 0,6 mm), épidote, avec rares gahnite (ZnAl₂O₄) et fluorine dans les fissures, et béryl.

Les amas sont recoupés par des filons hydrothermaux tardifs majoritairement orientés nord-sud. Les plus nombreux sont quartzeux, en majorité stériles, parfois faiblement minéralisés en galène avec arsénopyrite, pyrite, chalcopyrite et rare sphalérite. Les filons à quartz–carbonates (ankérite, dolomite et calcite) sont à galène, comme celui du puits Sainte-Marie, pyrite et chalcopyrite. Les filons à barytine sont les plus récents, minéralisés en galène, chalcopyrite, bornite et pyrite. Ces filons furent exploités conjointement aux amas : ils ont fourni la modeste production d’argent, les documents anciens cités plus haut parlant de « galène argentifère ».

Quatre minéraux économiques ont été exploités dans les huit amas cupro–stannifères : bornite (Cu₅FeS₄) et chalcopyrite (CuFeS₂), largement dominantes, cassitérite (SnO₂) et magnétite (Fe₃O₄), mais les minéraux accessoires sont nombreux. L’or n’a jamais été signalé. La gangue est dominée par la biotite et/ou la chlorite ferrifère, la chamosite (Picot, 1954), issue de l’altération hydrothermale de la biotite.

À Charrier, l’étain s’exprime exclusivement sous forme de cassitérite SnO₂, principalement dans les amas chloriteux, mais aussi dans les amas biotitiques et disséminée dans les quartzites (Fig. 4). Elle forme de petits grains à contours arrondis et des cristaux sub-automorphes, de 50 à 100 μm, isolés ou en agglomérats plurimillimétriques, dans sa gangue silicatée ou enrobée de bornite et chalcopyrite (Fig. 4a–4c). On n’observe pas d’inclusions de colombo–tantalite, rutile ou ilménite, habituellement fréquentes dans les gisements stannifères, ni de bordure réactionnelle de type stannite au contact des sulfures.

Les analyses à la microsonde électronique révèlent une cassitérite très pure avec deux métaux présents en traces (teneurs moyennes) : titane (0,64 % TiO₂), fer (0,23 % FeO), et deux autres (tungstène et magnésium) probables mais souvent en limite de détection (Tab. 1). Niobium, tantale, manganèse, chrome et indium, s’ils sont présents, n’atteignent pas les seuils de détection. Ces résultats confirment ceux de Lerouge et al. (2017) ; 109 ppm In (moyenne, maximum de 597 ppm), niobium absent, tantale sporadiquement présent (maximum de 0,12 %), fer et titane présents dans la même gamme de valeurs (0,38 % FeO et 0,20 % TiO₂ ; analyses MSE avec des comptages longs).

La magnétite Fe₃O₄ est moins abondante que la cassitérite qu’elle côtoie couramment mais ces deux oxydes sont contemporains, chacun existant en inclusion dans l’autre (Fig. 4d). Bien qu’ubiquiste, la magnétite reste plus fréquente dans les amas biotitiques en cristaux de 0,1 à 1 mm habituellement groupés en agrégats plurimillimétriques. Elle est couramment envahie par des filonnets et des « bulles » de chalcopyrite, bornite et chalcocite. L’hématite Fe₂O₃ est fréquente en pseudomorphose d’anciens cristaux automorphes de magnétite (faciès « martite », très vacuolaire), et en cristaux automorphes recristallisés autour d’un noyau de magnétite, auréolés d’un liseré de digénite ou de chalcopyrite (Fig. 4e). La chromite FeCr₂O₄ est signalée par Picot en très rares noyaux résiduels dans la magnétite.

Les sulfures de cuivre constituent l’essentiel du gisement, avec bornite Cu₅FeS₄ et chalcopyrite CuFeS₂ très abondantes en quantités équivalentes (Fig. 5). La chalcopyrite se présente en plages éparses agglomérées atteignant 2–3 cm, associée à de la bornite en grandes plages polycristallines fréquemment maclées, ainsi qu’en minces filonnets à gangue de calcite. Leurs cristallisations sont synchrones : la bornite remplace la chalcopyrite, mais elle est aussi remplacée par elle à partir de ses clivages, la chalcopyrite dessinant alors deux réseaux grossiers subperpendiculaires de lamelles épaisses empruntant les axes cristallographiques de la bornite (Fig. 5d). Les analyses à la microsonde électronique montrent deux sulfures légèrement sélénifères : 0,22 et 0,14 % Se respectivement pour la chalcopyrite et la bornite (Tab. 2), le bismuth n’étant pas significatif (seuil de détection de 5400 ppm). La bornite semble aussi argentifère (0,40 % Ag en moyenne), mais pas la chalcopyrite. L’indium n’a pas été détecté (seuil de détection de 731 ppm) mais Lerouge et al. (2017) avec des comptages longs ont mesuré des valeurs moyennes de 800 ppm dans la chalcopyrite et de 430 ppm dans la bornite.

Les autres minéraux sont nettement moins abondants. La wittichénite Cu₃BiS₃ est la plus fréquente, en plages xénomorphes de 0,1 à 0,3 mm essentiellement dans la bornite, souvent proches de la roquesite (Fig. 5d). Sa distribution fréquente aux joints des cristaux de bornite suggère une démixtion. Elle montre des teneurs faibles mais constantes et significatives en fer (0,37 % Fe), argent (0,53 % Ag) et sélénium (0,38 % Se), mais pas d’indium (sous le seuil de détection de 1077 ppm ; Tab. 2).

Le cuivre gris est assez rare, dans des veinules tardives associé à la chalcopyrite, plus rarement à la sphalérite (Fig. 5c). Les analyses à la microsonde électronique révèlent une tennantite très proche du pôle pur (moins de 0,13 % Sb), zincifère (6,1 % Zn et 1,7 % Fe) et bismuthifère (4,9 % Bi), peu argentifère (0,30 % Ag), à teneurs faibles mais constantes en indium (0,71 % In) en remplacement du zinc (teneurs moyennes ; Tab. 2). La formule structurale s’écrit donc : (Cu_10,00Ag_0,04)(Fe_0,46Zn_1,40In_0,09)(As_3,64Bi_0,35)S_12,97.

La sphalérite ZnS s’observe en rares petites plages (300 μm maximum) xénomorphes dans la bornite ou la chalcopyrite (Fig. 5a). Picot mentionne des exsolutions orientées de chalcopyrite, typiques de la chalcopyrite disease (Barton et Bethke, 1987) que nous n’avons pas retrouvées. La microsonde électronique révèle une sphalérite assez pure (1,48 % Fe) à teneurs faibles mais systématiques en cuivre (2,03 %), cadmium (0,74 %) et sélénium (0,17 %). L’indium n’est pas présent en teneurs significatives, ne confirmant pas les 0,8 % In mentionnés par Picot et Pierrot (1963).

La roquesite CuInS₂ est le premier minéral d’indium décrit au monde. Observée par Picot dès 1954, elle a été définie comme nouveau minéral par Picot et Pierrot en 1963 et dédiée à Maurice Roques, professeur de géologie à l’université de Clermont-Ferrand. La roquesite est incluse dans la bornite, plus rarement la chalcopyrite, en plages de 0,2 à 0,3 mm, parfois 1 mm (Picot et Pierrot, 1963 ; Fig. 6a–6c).

Les analyses à la microsonde électronique ont permis d’affiner sa composition dans son gisement de définition (Tab. 2). Celle-ci est très proche de la composition théorique, avec des teneurs constantes mais toujours faibles en fer (0,28 % Fe) et zinc (0,24 % Zn), qui remplacent probablement l’indium, dont la teneur est légèrement plus basse que la teneur théorique (46,75 contre 47,35 % In). Tous les autres métaux programmés (Ag, As, Se, Sn, Te, Cd, Bi, Sb) sont absents ou présents en teneurs inférieures aux seuils de détection.

La pyrite FeS₂ est très rare, en minces filonnets antérieurs à la chalcopyrite ou en petits cristaux disséminés. Le bismuth natif (Bi) et la bismuthinite (Bi₂S₃) se rencontrent seulement associés à la magnétite et parfois la cassitérite dans les amas à biotite. La zone d’oxydation superficielle montre de la chalcocite Cu₂S en filonnets dans la bornite ou indépendante dans la gangue, de la digénite Cu₉S₅ avec covellite CuS (Fig. 5b) dans la bornite, très rarement idaïte Cu₃FeS₄ et argent natif Ag, ainsi que malachite, azurite et linarite, mais jamais de cuivre natif ni de cuprite. La molybdénite MoS₂ est en rares et fines lamelles dans la chloritite. On rencontre aussi très accessoirement : galène PbS, rarissime en fines plages arrondies dans la magnétite, énargite Cu₃AsS₄ (très rare), stroméyérite AgCuS, scheelite CaWO₄, et boulangérite Pb₅Sb₄S₁₁.

L’apatite forme une génération de grands cristaux subautomorphes de 0,2 à 1 mm enchâssés dans la bornite et la gangue (Fig. 7). Ces grands cristaux n’ont été observés que dans les zones fortement hydrothermalisées. Les analyses à la microsonde électronique de deux cristaux de 0,5 mm ont montré qu’il s’agissait de fluorapatite (4 % F) avec un peu de silice (jusqu’à 0,77 % SiO₂) et des traces de terres rares, notamment de néodyme (Tab. 3). Par ailleurs, les analyses par ICP/MS révèlent de faibles teneurs en thorium dans un cristal (154 ppm U et 18 ppm Th en moyenne) et en uranium dans l’autre (33 ppm Th et 6 ppm U). Le zircon est peu fréquent en cristaux sub-automorphes à arrondis de 30 à 100 μm, souvent fracturés, disséminés dans la chloritite ou la bornite–chalcopyrite, présentant au MEB une zonation parfois nette qui suggère une origine magmatique (Fig. 8).

Les analyses isotopiques du plomb réalisées (Marcoux, 1987) révèlent deux signatures isotopiques distinctes (Tab. 4 et Fig. 9). La rare galène précoce en fines plages dans la magnétite est peu radiogénique (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,106), tandis que la galène tardive des filons quartzo–barytiques l’est nettement plus (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,543 à 18,608), confirmant la présence de deux événements métallogéniques superposés dans ce gisement.

La signature de la galène précoce est proche de celles de trois indices minéralisés voisins de haute température qui, comme Charrier, se développent au sein des « tufs anthracifères » : Arronnes, un filon à cassitérite–chalcopyrite–bismuthinite et arsénopyrite (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,119), le Crozet un petit amas (skarnoïde ?) à galène, sphalérite, chalcopyrite et arsénopyrite (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,185), et la Bombarde, un petit skarn à galène (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,102) au contact d’un dyke de microgranite. Cette composition ne date pas l’épisode minéralisé, mais tombe dans le champ des gisements éo–hercyniens et hercyniens, comme par exemple les filons aurifères du Limousin-Marche (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,047 à 18,289 : Touray et al., 1989), appuyant son appartenance à la métallogenèse hercynienne (Tab. 4 et Fig. 9).

Le plomb des filons tardifs à barytine–galène de Charrier montre une signature nettement plus radiogénique (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb > 18,54), identique à celles des filons fluo–barytiques liasiques proches (Nizerolles, Juré, Grésolles, Ramillard, Le Poyet, Contenson : Marcoux, 1987). C’est globalement la signature isotopique des filons fluo–barytiques du Massif central, le caractère radiogénique reflétant leur âge récent, liasique (Marcoux et al., 1990). Les deux populations se situent au-dessus de la courbe de Stacey et Kramers (1975), indiquant un plomb d’origine crustale, sans contribution mantellique.

Picot (1970, note interne inédite BRGM) signale, sans précision, qu’une datation K/Ar sur la biotite de Charrier a livré un âge de 324 ± 16 Ma. Des datations U–Th/Pb par ablation laser ICP-MS in situ et directement dans les lames minces ont été réalisées au sein de la plateforme GeOHeLiS (Univ. Rennes, OSUR) sur trois minéraux du gisement : apatite, cassitérite et zircon.

Les conditions analytiques utilisées lors des analyses sont résumées dans le tableau de l’Annexe 1. Des informations supplémentaires sur les protocoles d’analyse sont disponibles dans Pochon et al. (2016) pour l’apatite, Nosenzo et al. (2022) pour le zircon et Marcoux et al. (2021) pour les cassitérites.

Deux grands cristaux subautomorphes de fluorapatite (400–500 μm) enchâssés dans la bornite et la gangue ont été analysés (Fig. 7 et Annexes 1 et 2). Trente-quatre analyses ont été réalisées sur ces deux cristaux d’apatite (Annexe 2a). Le premier cristal est caractérisé par une forte proportion de plomb initial alors que l’autre cristal contient une proportion plus importante de plomb radiogénique. Ces trente-quatre analyses définissent une date par intercept inférieur de 340,7 ± 2,6 Ma (MSWD = 1,3). En forçant la discordia à la composition en plomb mesurée sur la galène précoce (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb = 0,8616), on obtient une date comparable de 340,1 ± 2,5 Ma (MSWD = 1,4). Ces apatites ont donc cristallisé il y a 340 Ma. (Fig. 10A).

Dix-neuf cristaux de cassitérite ont été analysés (Annexe 2b). Ils côtoient des cristaux d’apatite sans qu’aucun indice de fissuration ou de bréchification n’ait été observé, suggérant fortement une contemporanéité du dépôt de ces deux minéraux, comme Picot (1954) l’avait déjà proposé. Placées dans un diagramme concordia Tera–Wasserburg (Fig. 10B), ces données définissent une date par intercept inférieur de 332 ± 12 Ma (MSWD = 0,81). Cette date, que l’on interprète comme l’âge de formation de la cassitérite est comparable dans l’erreur à l’âge obtenu sur les cristaux d’apatite.

Dix cristaux de zircon ont été analysés pour un total de 20 analyses (Annexe 2c). Ces zircons, pour la plupart concordants dans l’erreur, définissent une grande variété de dates comprises entre ca. 2650 Ma et 500 Ma (Fig. 10C). Ces zircons sont donc interprétés comme étant des xénocristaux provenant de la série volcanosédimentaire qui attestent de la présence d’un socle très ancien dans le nord du Massif central.

Nos résultats confirment et précisent l’interprétation de Picot (1954), qui considérait Charrier comme un « gîte pyrométasomatique » (haute température au contact d’une intrusion), plus précisément un gîte à Sn–Fe–(Mo–Bi) de haute température évoluant jusqu’à un gîte de transition magmatique–hydrothermal à Cu–(Bi–As–Zn–In). Ce gîte est lié à l’intrusion du granite des Bois-Noirs et montre une zonalité périgranitique avec deux amas proximaux à cassitérite–magnétite et huit amas cupro–stannifères à sulfures, plus distaux (cf.Fig. 3). Nos résultats géochronologiques démontrent la contemporanéité entre la formation du gisement (340,7 ± 2,6 Ma ; 332 ± 12 Ma) et la mise en place du granite des Bois-Noirs (341 ± 4 Ma : Lin et al., 2016).

Le granite a provoqué un métamorphisme de contact puis libéré des fluides à étain, cuivre, bismuth et molybdène, qui ont minéralisé l’encaissant volcanosédimentaire. Les microgranites (non datés) recoupent les amas minéralisés et sont donc plus récents. En l’absence de niveaux carbonatés dans la série et de silicates calciques dans le gisement, on ne peut parler de skarn selon la définition de Einaudi et Burt (1982). Le terme de skarnoïde, gisement se référant à des remplacements en contexte lithologique contrasté, opérés par des fluides magmatiques à petite échelle (Cheilletz, 1988), semble plus pertinent et se rapproche de l’acception de Meinert et al. (2005) qui y voit des intermédiaires entre skarns métasomatiques et cornéennes métamorphiques.

La genèse se déroule en deux étapes qui se succèdent (Fig. 11). La première étape magmatique–hydrothermale à Sn–Fe–(Mo–Bi) se déroule à haute température en conditions oxydantes. Ce sont surtout des oxydes (cassitérite et magnétite), avec rares sulfures (molybdénite, bismuthinite) qui cristallisent à moins de 100 m du granite (cf.Fig. 3). La cassitérite montre un peu de fer (0,48 at %), tungstène et titane mais pas de niobium, tantale ni manganèse, la plaçant très près du pôle Sn(Ti,W) dans le diagramme de Tindle et Breaks (1998) et Breiter et al. (2007) (Fig. 12) et appuyant une cristallisation à la fin de l’étape magmatique–hydrothermale. Les cassitérites des gisements tardi-hercyniens proches (Montebras, Échassières-Beauvoir, Puy-les-Vignes) possèdent des compositions plus variables, plus riches en Nb et Ta, mais ces gisements montrent plusieurs générations de cassitérite (Monnier et al., 2019 ; Harlaux et al., 2021 ; Marcoux et al., 2021). Enfin, la gangue à biotite–chlorite et fluorapatite, mais sans topaze ni tourmaline, dénote un magma probablement assez pauvre en fluor et sans bore.

La seconde étape à Cu–Fe–(Bi–As–In–Zn) est entièrement hydrothermale et se déroule en continuité avec la précédente, aucun indice de bréchification ou de fissuration n’ayant été observé au sein du minerai. Il se passe en conditions réductrices à plus basse température, avec des sulfures abondants : bornite–chalcopyrite dominantes, wittichénite, roquesite, tennantite, covellite et sphalérite. La présence de bornite abondante et la rareté de la pyrite traduit un milieu déficitaire en soufre. Aucun sulfure d’étain (stannite, mawsonite…) n’a été observé, ce qui suggère une solubilisation très limitée de la cassitérite.

L’arsenic est porté par la tennantite et non par l’arsénopyrite (FeAsS), son porteur habituel, mais absent à Charrier. Régionalement, la tennantite (zincifère et sans argent) est aussi présente dans le gîte périgranitique de Montebras (Marcoux et al., 2021), et à Chizeuil (Saône-et-Loire : Cesbron et al., 1985), ce qui appuie un arsenic d’origine magmatique. Dans les autres gîtes à roquesite (cf. infra), la tennantite n’est signalée que dans les Cornouailles anglaises mais tous admettent de fréquents sulfures d’étain issus de la remobilisation de la cassitérite comme la stannite, la kestérite (avec 1,4 à 2 % In en Cornouailles : O’Callaghan, 2011) et la stannoïdite.

Les fluides minéralisateurs véhiculent donc des éléments magmatiques (Sn, Bi, As) mais quasiment pas de tungstène, le fer pouvant être magmatique ou emprunté à l’encaissant. On notera l’absence d’antimoine et quasi-absence de plomb.

En l’absence de géothermomètres les conditions physico-chimiques du dépôt restent difficiles à établir et s’appuient essentiellement sur la paragenèse, où on note la quasi-absence de pyrite, et l’absence de pyrrhotite, cubanite et arsénopyrite, et les relations inter-minéraux. Dans le système Cu₂S–Bi₂S₃–CuFeS₂, les intercroissances orientées de la bornite avec la chalcopyrite et la présence de wittichénite (Fig. 5d et 6c) suggèrent une démixtion synchrone de chalcopyrite–wittichénite à partir d’une solution solide de bornite bismuthifère, dès 420 °C (Sugaki et al., 1984 ; Cook et Ciobanu, 2001). Covellite et digénite résiduelles au sein de la bornite (Fig. 5b) témoigneraient d’un pH très bas, permettant la cristallisation de chalcocite–pyrite, remplacées par la bornite dès que le pH atteint 2,1, puis par la chalcopyrite (pH de 3,5) aux dépens de bornite–pyrite, et enfin la sphalérite (pH de 4,2), l’élévation du pH qui libère H₂S ou HS⁻ dopant la cristallisation de sulfures (Reed et Palandri, 2006).

À Charrier, on peut donc proposer une étape prograde oxydante entre 350 et 550 °C environ, suivie d’une étape rétrograde réductrice formée par démixtion complète d’une bornite bismuthifère de haute température, probablement entre 350 °C et 250 °C. La fS₂ était très faible (vers 10⁻¹⁰ atm ?) pour inhiber la cristallisation de pyrite. Bien qu’ils soient (légèrement ?) postérieurs au gisement, la présence de microgranites suggère que celui-ci s’est mis en place à une profondeur faible à modérée.

La nature originelle de la roche minéralisée du complexe andésitique viséen, intensément hydrothermalisée, reste inconnue. Pour Picot (1954), la présence de chromite résiduelle suggère un corps ultramafique, ce qui serait cohérent avec la forte teneur en cuivre habituelle des roches mafiques et ultramafiques.

L’indium a un clarke de 0,05 ppm et existe dans la plupart des gisements à sulfures (teneurs moyennes de 1 à 320 ppm), surtout les amas sulfurés à zinc–cuivre, mais aussi les skarns, les filons et greisens périgranitiques à étain–tungstène et les filons cuprifères (Paradis, 2015). Il n’existe cependant aucune mine d’indium, qui est toujours un sous-produit de l’exploitation du zinc et parfois du cuivre en Chine, au Canada (concentrés de zinc à 270 ppm In à Kidd Creek : Cook et al., 2011), et au Portugal (1100 ppm In dans l’amas sulfuré de Neves Corvo : Carvalho et al., 2014). La sphalérite constitue le principal minerai d’indium (Cook et al., 2011 ; Paradis, 2015), atteignant 6 % In à Mount Pleasant (Sinclair et al., 2006), et 870 ppm dans le grand gisement filonien zincifère de Saint-Salvy dans le Tarn (Belissont et al., 2014). Johan (1988) a établi le mécanisme d’incorporation de l’indium et du cuivre dans la sphalérite qui est régie par la substitution couplée : 2 Zn²⁺ ↔ Cu⁺ + In³⁺, un mécanisme confirmé par Paradis (2015), Sinclair et al. (2006) proposant une solution solide entre sphalérite et roquesite.

D’après Cook et al. (2011), le rapport In_ppm/Zn_% du minerai déterminerait le porteur d’indium : élevé (> 3000) la roquesite cristallise au côté de sphalérite sans indium, bas (< 100) l’indium intègre la sphalérite, sans roquesite. Cette hypothèse est cependant contestée par Sinclair et al. (2006) à Mount Pleasant (New Brunswick), et Lefebvre et al. (2019) dans le skarn d’Hammerlein (Erzgebirge, Allemagne), où roquesite et sphalérite à indium (plus de 5 % In) coexistent, et par Benites et al. (2022) à Ayawilca (Pérou). À Charrier, le rapport In_ppm/Zn_% est bas (79 à 111 mesuré sur 5 échantillons de tailings représentatifs du minerai avec In = 8,3 à 13,5 ppm et Zn = 977 à 1330 ppm), et la roquesite cristallise, collectant presque tout l’indium disponible, puisque seule la rare tennantite en contient jusqu’à 0,84 %.

La roquesite est un minéral très rare signalé dans une dizaine de sites au monde. En France, elle est connue dans l’ancienne mine de cuivre du Lautaret (ou des Clochettes, Hautes-Alpes), les filons plombo–zincifères de La Telhaie (Morbihan) et d’Yvrandes (Orne), et à cassitérite de Vaulry (Haute-Vienne) (Cantinolle et al., 1985). Sur le plan gîtologique, le plus proche de Charrier est le Lautaret, encaissé dans les rhyolites d’une série volcanosédimentaire dévono-dinantienne au contact d’un granite, avec une paragenèse proche à Cu–Sn–Bi–(In) à bornite dominante (Picot, 1973). Un autre minéral d’indium encore plus rare, la laforêtite AgInS₂, a été décrite dans un filon plombo–zincifère (Montgros, Haute-Loire : Meisser et al., 1999).

À l’étranger, la roquesite a été décrite dans des gisements de cuivre–étain des Cornouailles anglaises en petites plages (20–50 μm) avec la sphalérite et la cassitérite (Cook et al., 2011 ; O’Callaghan, 2011), à Akenobe au Japon (Kato et Shinohara, 1968), en Finlande, à Lindbom, district de Langban (Lindeberg, 2013), à Korsvik (Cook et al., 2011), et à Mount Pleasant Nouveau-Brunswick (Sinclair et al., 2006). (Tab. 5). De manière générale, l’indium est présent dans les paragenèses à Cu–As–Sn–W–Bi–Ag, notamment celles des gîtes à étain et cuivre avec bismuth subordonné de haute température : skarn, skarnoïde ou périgranitiques à Sn–(W)–Cu).

Ces éléments, associée à la forte teneur en indium de la cassitérite (jusqu’à 597 ppm : Lerouge et al., 2017), appuient une origine magmatique de l’indium, comme pour l’étain et le bismuth. La proximité de gîtes à indium avec les « tufs anthracifères » du Tournaisien–Viséen du nord-est du Massif central pourrait suggérer un lien génétique avec ces roches mais en l’absence d’analyses d’indium, il ne s’agit là que d’une hypothèse qui serait intéressante à creuser.

Charrier possède une paragenèse à cuivre–étain originale et unique qui pourrait résulter de la superposition de deux domaines métallogéniques, cuprifère et stannifère (Fig. 13). L’Est du Massif central est le secteur français le plus riche en cuivre (avec du zinc) ce qui se concrétise par les amas sulfurés cuprifères de Chessy, Sain-Bel (Lescuyer et al., 1997 ; Marignac et Cuney, 1999) et Chizeuil (Cesbron et al., 1985), ceux plus discrets de Valtorte et Berchoux, le probable porphyre cuprifère de Sibert (Icart et al., 1980 ; Beaufort et Meunier, 1983), et les filons cuprifères de Montbrison, La Pause, les Rocs, Bouterige etc. Cette richesse en cuivre est probablement à relier aux abondantes roches mafiques océaniques anomales en cuivre (El Korh et al., 2020), reliques de la subduction de l’océan rhéique au Dévonien supérieur (Faure et al., 2008). La ceinture stannifère (avec W–Bi) est d’échelle continentale puisqu’elle s’étend des Cornouailles jusqu’en Bohème en lien avec les granites fini-orogénique stannifères (325 à 305 Ma). Dans le nord Massif central, elle se traduit notamment par les gîtes stannifères et tungstifères de Montebras et Échassières, Chavence et Boussegré (Marignac et Cuney, 1999 ; Marcoux et al., 2021).

Cette superposition Cu–Sn s’exprime de façons variées. Elle donne des gîtes mixtes comme Charrier et Arronnes, ou des gîtes superposés comme Chizeuil, où un granite stannifère télescope un amas sulfuré cupro–zincifère dévonien, amenant la cristallisation de cassitérite, tennantite, stannite, énargite et vinciennite (Cesbron et al., 1985). Cette superposition peut aussi aboutir à des filons Sn–(W) qui empruntent du cuivre à l’encaissant (Vareilles, Chavence, Échassières). Des gisements mixtes Cu–Sn peuvent donc exister dans une vaste « aire de superposition » allant du sud du Morvan jusqu’à la région de Clermont-Ferrand, notamment dans les lambeaux volcanosédimentaires du nord-Forez, préconcentrés en cuivre.

Sur le plan géodynamique, l’extension syn à tardi-orogénique (événement D3 : Faure et al., 2008), démarre dès le Viséen (vers 340–345 Ma) dans le nord du Massif central et occasionne une importante fusion crustale, responsable de volcanisme felsique (les « tufs anthracifères ») et d’intrusions de granitoïdes. Cet événement D3 semblait peu minéralisé, le seul gisement notable certifié étant celui de tungstène de La Bosse (Harlaux et al., 2018). Charrier, daté à 340 Ma, appartient donc aussi à cet événement D3 qui, sans être très fertile, semble générer un épisode stanno–wolframifère dans le Nord Massif central avec les gisements économiques d’étain à Charrier (340,7–332 Ma) et de tungstène (La Bosse à 333 Ma : Harlaux et al., 2018). Il précède une métallogenèse stannifère multi-épisodes, plus étendue et plus économique, qui débute vers 320 Ma pour se terminer vers 280 Ma en Cornouailles (Simons et al., 2016).

Cet épisode métallogénique à 340 Ma apporte aussi de l’indium qui s’exprime à Charrier mais aussi dans la sphalérite de filons plombo–zincifères (avec bismuth) régionaux comme Grandchamp, Grésolles et Juré (cf.Fig. 1) en teneurs atteignant 1,05 % In (Johan, 1988 ; Tab. 6). Ces filons, tous situés dans le « panneau structural d’Arfeuilles », dessinent un district à indium orienté NNW-SSE d’environ 30 km d’extension, de Charrier jusqu’à l’indice Pb–Ba d’Albieux, limité à l’est par la faille de la Limagne de Roanne, qui couvre l’essentiel des monts du nord-Forez. Ces filons à gangue de quartz, fluorine et barytine sont très similaires aux filons fluo–barytiques régionaux (Nizerolles, Arfeuilles, Haute-Ville ; cf.Fig. 1) et il serait judicieux de savoir si les sphalérites de ces grands filons sont à indium afin d’étendre éventuellement ce district.

Il est très vraisemblable que tous ces filons appartiennent, comme les filons tardifs de Charrier, à l’épisode fluo–barytique liasique (vers 200 Ma) ouest-européen bien représenté dans le Massif central (Marcoux et al., 1990 ; Sizaret et al., 2004). La présence de l’indium dans ces filons illustre le concept de permanence métallogénique (Routhier, 1980) : ce métal arriverait dans la croûte via les magmas au Mississippien pour former des gisements de type Charrier, avant d’être ensuite remobilisé et redistribué par les évènements hydrothermaux postérieurs Les dépôts épisodiques de wolframite sur plus de 40 millions d’années à Échassières (Harlaux et al., 2018 ; Monnier et al., 2021), pourrait être une autre illustration de cette permanence, pour le tungstène.

Charrier est un petit gisement atypique sur les plans minier (seul gisement mixte d’étain et de cuivre en France), minéralogique (absence de pyrite et présence de roquesite), et métallogénique (skarnoïde en contexte volcanosédimentaire). Son originalité pourrait résulter de son emplacement dans le nord-Forez, une zone-clé due à la superposition d’un secteur cuprifère et d’une vaste ceinture stannifère, bonifiée par une anomalie en indium. L’association à des microgranites suggère une mise en place superficielle et un lien avec des caldeiras n’est pas à écarter, ce qui autoriserait l’existence de gisements de type épithermal et, en profondeur, de porphyres cuprifères, type de gisement majeur auquel est rattachée l’occurrence minéralisée proche de Sibert (Icart et al., 1980 ; Beaufort et Meunier, 1983).

Ce secteur du nord Massif central centré sur Charrier est donc une zone de convergence métallique porteuse de fortes potentialités pour cuivre, étain et indium. Sa connaissance mériterait d’être actualisée, avec en priorité un réexamen des sites minéralisés déjà connus, dans l’optique d’un renouveau minier national en phase avec la transition énergétique.

Les auteurs remercient vivement Ida Di Carlo, Patricia Benoist-Julliot et Sylvain Janiek pour leur collaboration très efficace dans la préparation des échantillons et leur analyse au MEB et à la microsonde électronique, ainsi que Laurent Bailly (BRGM) pour nous avoir confié les échantillons de définition de la roquesite. Un grand merci également aux deux reviewers : leurs lectures très attentives ont permis d’améliorer sensiblement le manuscrit, et leurs remarques d’élever et d’enrichir le débat scientifique, but de toute contribution.