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ACADEMIE DE MONTPELLIER UNIVERSITE MONTPELLIER II
Master BGAE Parcours « Géosciences Recherche »
EXHUMATION DU MANTEAU PYRENEEN A L’ALBIEN : DE LA TECTONIQUE A LA SEDIMENTATION
CARTOGRAPHIE DETAILLEE DE LA REGION DE LHERZ
Camille Clerc
Tuteurs : Yves Lagabrielle (D.R. CNRS, Université Montpellier II) Alain Vauchez (M.C. Université Montpellier II)
soutenu le Vendredi 13 Juin devant un jury composé de :
- Y. Lagabrielle, B. Gibert, Ph. Vernant, M. Godard, A. Tommasi, N. Arnaud, S. Lallemand, M. Seranne et Ph. Pézard
- Michel de Saint-Blanquat
- Ainsi que les intervenants du Master Géosciences Recherche
Remerciements
A l’issue de ce travail, je souhaite remercier chaleureusement Yves Lagabrielle pour son
optimisme et ses conseils avisés qu’il a toujours su distiller avec une grande pédagogie.
Alain Vauchez pour les discussions stimulantes sur la déformation
Jean-Marie Dautria pour sa disponibilité
Andréa Tommasi pour les analyses à l’EBSD
Ainsi que les litho-lamelleurs Christophe Nevado et Doriane Delmas pour la rapidité et la
qualité de leur travail
Enfin, je tiens à remercier tout particulièrement Momo et son amie, tenanciers du café de
l’étang de Lherz pour avoir gentiment fait le taxi matin et soir pendant la mission sur le
terrain.
SOMMAIRE 1. INTRODUCTION (p. 1)
1.1. La problématique des péridotites pyrénéennes (p. 1) 1.2. Nouveaux modèles d’exhumation (p. 1) 1.3. Enjeux (p. 1)
2. ENVIRONNEMENT GEOLOGIQUE DE LA LHERZOLITE DE LHERZ (p. 2)
2.1. Les péridotites des Pyrénées et le massif de Lherz (p. 2) 2.2. La lherzolite de Lherz, de Lelièvre à Le Roux, une histoire avant l’exhumation (p. 4) 2.3. Le débat relancé (p. 4)
3. NOUVELLE CARTOGRAPHIE DETAILLEE (p. 5)
3.1. Les brèches du fossé d’Aulus (p. 7) 3.2. Une bande de calcaires déformés (p. 8) 3.2.1. Une bande de cisaillement ductile sans ultrabasites (p. 8) 3.2.2. Transition des calcaires déformés aux brèches calcaro-lherzolitiques (p. 9) 3.2.3. Corps de Lherz, relation avec les calcaires déformés (p. 11) 3.2.4. Massif de granulite, géométrie et relation avec les calcaires déformés (p. 12) 3.3. Les brèches polygéniques non-métamorphiques des Plagneaux (p. 13)
4. OBSERVATIONS MICROSCOPIQUES (p.13)
4.1. Les roches à saphirine (p. 14) 4.2. Les calcaires déformés (p. 14) 4.3. Les brèches des Plagneaux (p. 15)
5. ETUDE DE FABRIQUES MINERALES AU MICROSCOPE ELECTRONIQUE (p. 16)
5.1. Mécanismes de déformation plastique et Orientation Préférentielle du Réseau cristallin (p. 16)
5.2. Principe de l’EBSD (p. 17) 5.3. Description des échantillons analysés par EBSD (p. 18) 5.4. Résultats (p. 18)
6. INTERPRETATION (p. 20) 6.1. Mise en évidence d’une bande de cisaillement ductile (p. 20) 6.2. Age de la déformation ductile (p. 20) 6.3. Exhumation de la bande de cisaillement ductile (p. 21) 6.4. Exhumation des roches à saphirine et de leurs protolithes potentiels (p. 22) 6.5. Les brèches polygéniques non-métamorphiques des Plagneaux (p. 23)
7. IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES (p. 24)
7.1. Les modèles d’exhumation du manteau continental (p. 24) 7.2. Le contact majeur d’exhumation est-il accessible dans les Pyrénées ? (p. 26)
8. CONCLUSION (p. 28) 9. FUTURS OBJECTIFS (p. 29)
1
1. INTRODUCTION
1.1. La problématique des péridotites pyrénéennes
Une quarantaine de massifs de roches mantelliques sous-continentales jalonne la
chaîne pyrénéenne. Ces corps de péridotites, d’une taille allant du mètre au kilomètre carré à
Lherz, sont généralement peu serpentinisés (Fabriès et al. 1991, 1998). Ils sont concentrés
pour l’essentiel dans une étroite bande de sédiments mésozoïques parallèle à la Faille Nord
Pyrénéenne (FNP), cette frontière tectonique majeure marque la limite entre les plaques
Eurasie et Ibérie (fig. 1). Bien qu’intensément étudiés, notamment au cours des années 1970,
1980, les processus géologiques ayant permis la mise en place de ces corps de péridotites
restent depuis longtemps un sujet de débat et ont fait l’objet de nombreuses hypothèses.
Divers mécanismes de mise en place furent proposés, allant de processus purement
tectoniques, par intrusions chaudes ou froides (Minigh et al., 1980 ; Vielzeuf et Kornprobst,
1984) à des processus tectono-sédimentaires impliquant la mobilisation de matériel
mantellique préalablement exhumé (Choukroune, 1973).
1.2. Nouveaux modèles d’exhumation
Si aucun consensus majeur ne semble avoir émergé de cette littérature relativement
ancienne, il semble que le problème soit à reconsidérer au vu des récentes découverte en
matière d’exhumation du manteau dans les transitions océan-continent. La mise en évidence
de manteau sous-continental exhumé au pied de certaines marges passives non-volcaniques
(Boillot et al., 1987) a permis d’établir de nouveaux modèles d’exhumation dans lesquels les
roches mantelliques sont susceptibles d’être exhumées puis remobilisées sous forme de
matériel sédimentaire (Whitmarsh et al., 2001 ; Manatschal, 2004).
1.3. Enjeu :
Les Pyrénées, en raison de la présence des ultrabasites, sont un laboratoire d’étude des
processus d’exhumation du manteau dans les sutures intracontinentales. Cette étude propose
donc un nouvel examen détaillé du contexte de gisement de ces lherzolites dans leur localité-
type, et de leur rapport avec les métasédiments et roches paléozoïque avoisinantes. La
compréhension des processus de mise en place des péridotites pyrénéennes permettra d’une
part d’apporter de nouveaux modèles concernant l’exhumation de roches mantelliques,
probablement en contexte décrochant, et d’autre part, d’apporter de nouvelles contraintes sur
la géodynamique et l’architecture anté- et syn-pyrénéenne.
2
2. ENVIRONNEMENT GEOLOGIQUE DE LA LHERZOLITE DE LHERZ
2.1. Les péridotites des Pyrénées et le massif de Lherz
Il convient tout d’abord de poser les caractéristiques majeures des péridotites des
Pyrénées et de préciser l’environnement de gisement des péridotites de Lherz.
Les Pyrénées forment une chaîne quasi linéaire qui s’étend sur 400 Km, de la mer
Méditerranée à l’Est jusqu’à la Baie de Biscaye à l’Ouest. Résultant de la collision entre les
plaques Ibérique et Eurasiatique, cette chaîne à double vergence est divisée en trois grandes
unités. La Zone Nord Pyrénéenne (ZNP), la Zone Axiale et la Zone Sud Pyrénéenne (ZSP).
- La ZSP correspond à des sédiments mésozoïques et cénozoïques déversés vers le Sud.
- La Zone Axiale, essentiellement constituée de roches hercyniennes chevauchant la ZSP
vers le Sud, forme les principaux reliefs de la chaîne. Elle est séparée de la ZNP au Nord par
la Faille Nord Pyrénéenne (FNP).
- La ZNP est constituée de sédiments mésozoïques et cénozoïques recouvrant le socle
paléozoïque partiellement exhumé. Limitée au Nord par le Chevauchement Frontal Nord
Pyrénéen (CFNP), elle chevauche les bassins d’avant-pays molassiques septentrionaux.
1. C’est dans la ZNP que se trouvent les péridotites pyrénéennes. Celles-ci sont toujours
étroitement associées à des bassins mésozoïques inversés, caractérisés par d’importantes
formations détritiques néocrétacées (flyschs, turbidites, olistostromes) (Souquet et al., 1977 ;
Souquet and Debroas, 1980) dans des bassins en échelon ou en pull-apart (Choukroune and
Mattauer, 1978). Des puissances de 4 à 5000 m sont évoquées en Bigorre (Debroas, 1990).
Ces bassins résulteraient du jeu senestre de la FNP. À Lherz, il s’agit du Bassin d’Aulus,
pincé et verticalisé entre la FNP au Sud et la faille de Lherz au Nord qui le sépare du socle
paléozoïque des Trois Seigneurs.
2. Au sein de ces bassins, les péridotites sont plus fréquemment situées dans une ceinture
de métamorphisme de Haute Température - Basse Pression (HT - BP) daté entre 110 et 85 Ma
(Albarède et Michard-Vitrac, 1978 ; Montigny et al., 1986 ; Goldberg et Malusky, 1988).
Dans les Pyrénées orientales, les conditions du métamorphisme sont estimées à des
températures de 500°C-600 pour une pression maximale de 3 à 4 Kb (Goldberg and
Leyreloup, 1990). L’anomalie thermique responsable du métamorphisme pyrénéen est
attribuée à un fort amincissement crustal et à des circulations de fluides pendant le
déplacement senestre de l’Ibérie (Dauteuil and Ricou, 1989).
3. Cet amincissement crustal est à mettre en relation avec la présence d’un magmatisme
albien daté aux alentours de 109-107 Ma à Lherz (Montigny et al., 1986). Ce magmatisme est
responsable de la présence de gabbros dans les sédiments du bassin d’Aulus et de filons de
pyroxénite à amphibole dans les lherzolites (Conquéré, 1971 ; Montigny et al., 1986 ;
Bodinier et al., 1987 ; Vétil et al., 1988). Ces filons sont considérés les conduits trans-
3
lithosphériques du magmatisme (Goldberg et al., 1986 ; Montigny et al., 1986 ; Bodinier et
al., 1987). Les corps de gabbros, de petite taille, portent une signature alcaline et n’ont donc
aucune affinité avec des MORBs. Ils ne sont d’ailleurs pas directement associés à des pillow-
lavas ni à aucun autre terme des séries ophiolitiques classiques. Le mode de mise en place des
péridotites différera donc nécessairement des processus d’obduction téthysiens classiques.
4. Les lherzolites de Lherz sont associées à des massifs de granulites. Ces roches auraient
subi un métamorphisme granulitique vers 300 Ma, à des pressions de 7±0,5 Kbar, à une
vingtaine de kilomètres de profondeur (Vielzeuf, 1984 ; Vielzeuf and Kornprobst, 1984). La
présence de telles unités profondes en bordure du (voire dans le) bassin crétacé d’Aulus est
probablement à mettre en relation avec l’épisode d’amincissement crustal.
5. Enfin, les corps de péridotites sont accompagnés d’une grande variété de brèches à
éléments calcaires et ultrabasiques en proportions variables, on y observe également des
fragments de roches magmatiques basiques, de granite et de micaschistes. Les contacts
péridotites-encaissant sont souvent compliqués par des interpénétrations de l’un dans l’autre.
Les éléments peuvent être millimétriques à pluri-décimétriques, certains sont clairement
transportés tandis que d’autres sont encore quasiment en place suggérant une fracturation in-
situ. Plusieurs hypothèses ont été formulées quant à l’origine de ces brèches :
- Origine tectonique due à la mise en place des péridotites par un système de failles (Lacroix,
1900).
- Origine sédimentaire (Lacroix, 1892 ; Choukroune 1973 ; Lagabrielle and Bodinier, 2008).
- Origine par fracturation hydraulique, voir explosive par forte pression de fluide et dégazage
des carbonates au contact de roches mantelliques chaudes (Avé Lallemant, 1967 ; Minnigh et
al., 1980).
La grande taille des corps de péridotites, la bonne connaissance de leur histoire petro-
magmatique, la fraîcheur des affleurements, ainsi que la présence de granulites et de gabbros,
font de Lherz un lieu privilégié pour l’étude des processus de mise en place des péridotites
pyrénéennes.
4
Figure 1 : Carte de localisation des corps de péridotites pyrénéennes (Lagabrielle et al. 2008 ; modifié d’après Choukroune, 1974). 1 – Sédiments Oligocènes et post-Oligocènes ; 2 – Sédiments Mésozoïques et Eocènes ; 3 – Socle Paléozoïque ; 4 – Zone du métamorphisme HT-BP pyrénéen ; 5 – Lherzolites ; 6 – Granulites ; 7 – principaux chevauchements des zones externes ; 8 – Faille Nord Pyrénéenne (FNP ou NPF en anglais).
2.2. La Lherzolite de Lherz, de Lelièvre à Le Roux, une histoire avant l’exhumation
Les péridotites de l’étang de Lherz sont décrites dès 1787 par Lelièvre qui remarque
leur richesse en olivine. C’est De La Métherie en 1797 qui leur attribue le nom de lherzolite.
Il s’agit de roches fraîches à modérément serpentinisées. Leur faible température d’équilibre
(800-900°C), leur large gamme de composition isotopique, leur âge ancien de passage dans
les conditions lithosphériques, ainsi que le métasomatisme subi sont autant de caractères
typiques des péridotites sous-continentales (Bodinier et al., 1988, 1990, 2004 ; Downes et al.,
1991 ; Fabriès et al., 1991 ; Reisberg and Lorand, 1995). Les péridotites de Lherz se
présentent sous forme de lherzolites et de harzburgites foliées, intimement imbriquées. Cette
disposition fut récemment interprétée comme résultant d’une refertilisation de harzburgites
lithosphériques anciennes ~2,5 Ga (Reisberg and Lorand, 1995), par des liquides
magmatiques (Le Roux et al., 2007). Leur fertilité a longtemps laissé croire que les lherzolites
de Lherz, le lithotype du genre, étaient primaires (pristines). La refertilisation eut
probablement lieu au cours de l’évènement thermique correspondant à l’effondrement de la
chaîne hercynienne, responsable du métamorphisme granulitique dans les Pyrénées
occidentales (Pin and Vielzeuf, 1983). Toujours dans le manteau lithosphérique, ces
péridotites furent recoupées par la génération tardive de filons de pyroxénite à amphibole
citée plus haut.
2.3. Le débat relancé
Une récente observation détaillée des relations entre les péridotites et leur encaissant
relance l’hypothèse de l’origine sédimentaire des brèches polygéniques (Lagabrielle and
Bodinier, 2008). Ces auteurs, en accord avec Choukroune (1973, 1974), soutiennent que les
corps de péridotites de Lherz sont intégrés dans une séquence détritique résultant de
l’accumulation de débris de carbonates de plateforme parfois métamorphisés et de roches
5
mantelliques. Ils proposent également un lien de causalité entre l’exhumation du manteau et
l’amincissement crustal albien, ces données sont aussi suggérées plus à l’Ouest, dans le bassin
de Mauléon (Jammes et al., 2007). Le bassin d’Aulus est ainsi décrit comme un bassin rempli
de brèches polygéniques, présentant des figures caractéristiques de transport et de dépôt dans
un milieu sédimentaire sous-marin (granoclassement, chenaux, stratifications entrecroisées,
flute casts).
Or ces brèches semblent absentes de la bordure Nord du bassin, où elles sont
remplacées par des carbonates fortement déformés de manière ductile (fig. 2). Le but de mon
travail est de cartographier et caractériser cette déformation. Comment se fait la transition
entre les brèches sédimentaires du bassin et ces calcaires déformés ? Quelle est la
signification géodynamique d’une telle bande de cisaillement et permet-elle d’apporter de
nouvelles contraintes concernant le processus d’exhumation des roches mantelliques ?
3. NOUVELLE CARTOGRAPHIE DETAILLEE
Sont présentés ici les résultats d’une cartographie détaillée au 1 : 12 500 de la bordure Nord
du fossé d’Aulus. La zone d’étude s’étend sur 7 Km, de la Forêt de Freychinède au lieu dit
des Plagneaux (fig. 2), le long d’un accident majeur marquant la limite entre le bassin d’Aulus
et les roches paléozoïques des Trois Seigneurs (faille de Lherz). Dans La zone étudiée, le
bassin d’Aulus montre des brèches essentiellement calcaires dans lesquelles reposent de
nombreux corps de nature variée. Deux corps de Lherzolites majeurs affleurent à l’étang de
Lherz (corps de Lherz) et dans la forêt de Freychinède. D’autres massifs lherzolitiques de
moindre taille apparaissent plus au Sud dans le bassin (Fontête Rouge). De l’étang de Lherz à
Freychinède, entre les sédiments du bassin et le socle paléozoïque s’étend un corps
kilométrique de roches granulitiques (paragneiss alumnieux et pyriclasites ±
rétromorphosées). Des roches magmatiques basiques (gabbros albien et ophites triasiques)
affleurent en de petits corps décamétriques aux Plagneaux et en un corps hectométrique à
Freychinède. Aux Plagneaux, ces roches sont accompagnées par de petites écailles de marbres
triasiques, de socle paléozoïque et de granulite. Au sud du Port de Lherz et au nord-est du col
d’Agnès, on remarque la présence de deux écailles de roches liasiques intégrées dans les
sédiments du bassin.
Les résultats sont présentés en trois unités distinctes, qui sont, du Sud vers le Nord :
- Les brèches du fossé d’Aulus
- Une bande de calcaires à déformation ductile
- Un faciès sédimentaire détritique nouvellement découvert, visible en de rares affleurements,
essentiellement aux Plagneaux et au sud-est du col Dret, et dont l’importance sera soulignée
ultérieurement.
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Figure 3 : Coupes interprétatives selon des trajectoires Nord-Sud passant par le massif de granulite et le corps de Lherz (a) et par les Plagneaux (b). La légende est celle de la figure 2. Les formations en vert au nord de la FNP représentent les écailles bordières de flysch à fucoïde décrites par Colchen et al. (1997) et Peybernès (2001). La forme des plis est purement imaginaire et symbolise le plissement du fossé d’Aulus lors de sa fermeture.
3.1. Brèches du fossé d’Aulus
Ces brèches correspondent au flysch albo-cénomanien résultant de l’effondrement du fossé
d’Aulus. Étant déjà très étudiées et évoquées dans la littérature (Choukroune, 1973, 1974 ;
Lagabrielle and Bodinier, 2008), nous nous contenterons ici d’en relever quelques
caractéristiques essentielles.
Ces faciès se caractérisent par une absence d’affleurement de calcaire massif (fig. 3). En
revanche, on y observe une grande variété de conglomérats à éléments souvent peu
transportés (anguleux). Ces conglomérats remanient des éléments de péridotites, d’ophites
triasiques, de marbres, et de calcaires ductilement déformés. Dans la forêt de Freychinède, les
corps d’ophites attribuées au Trias sont étroitement associés aux brèches carbonatées qui les
recoupent et les remanient (fig. 2).
Les roches de ce bassin traduisent d’une auto-alimentation syn-métamorphique, puisque l’on
observe des clastes de marbre à scapolites orientés dans des brèches dont la matrice contient
elle-même des scapolites néoformés. Les brèches de brèches sont également courantes
(Staneck, 2007 ; Lagabrielle and Bodinier, 2008).
Citons aussi la présence d’un nouveau corps de lherzolite présentant les
caractéristiques d’un olistolithe. Sa position en falaise offre une coupe verticale du corps et de
son encaissant (fig. 4). Sa base repose sur des grès calcaro-lherzolitiques dans lesquels nagent
des galets de péridotite, rappelant fortement les cortèges olistolithiques. Dans sa partie Ouest,
le corps est relativement massif, bien que fracturé en blocs métriques. Vers l’Est, le contact se
8
fait par un démantèlement progressif des péridotites. Des veines de matériel calcaro-
lherzolitique de plus en plus nombreuses viennent découper des fragments de plus en plus
petits. Le contact supérieur est tranché, et semble coïncider avec une faille plate qui se
poursuit dans les calcaires massifs. Des corps similaires sont décrits plus au Sud au lieu dit de
Fontête Rouge, où ils sont fréquemment accompagnés de grès calcaro-lherzolitiques organisés
en chenaux sédimentaires (Neumaier, 2007).
Figure 4 : Photographie d’un corps de lherzolite en falaise dans la forêt de Freychinède. Est à gauche, Ouest à droite. Description dans le texte.
3.2. Une bande de calcaires déformés
3.2.1. Une bande de cisaillement ductile sans ultrabasites
Des Plagneaux au Port de Lherz, le corps de granulite et la faille de Lherz sont bordés par des
roches carbonatées fortement déformées. Elles sont foliées, et portent parfois des linéations
bien marquées par les cristaux de scapolite (fig. 7a). Le rubanement est souvent perturbé par
des plis ductiles décimétriques (fig. 7a). Ces déformations affectent différents faciès : les
marbres gris et noirs berriasiens à hauteriviens, le Jurassique indifférencié, et le Lias
fossilifère définis selon la carte 1 : 50 000 d’Aulus-Les-Bains (Colchen et al., 1997).
L’intensité de la déformation est variable. Très intense dans les marbres blancs et noirs du
pied Est du col Dret et de l’écaille crétacée du Port de Lherz, elle s’exprime par des
rubanements et linéations franches. En revanche, les calcaires fossilifères du col Dret sont
moins affectés, et bien qu’ils soient fortement laminés, les bélemnites et les lamellibranches
restent observables (Colchen et al. 1990 et Carez, 1901).
Cette bande de cisaillement n’apparaît que difficilement dans son ensemble car : (i) la
texture des roches est souvent saccharoïde, probablement suite à un recuit statique, (ii) la
foliation est fréquemment interrompue par des brèches (cf. 3.2.4.). Seule la constance des
9
directions de foliation, mesurées de place en place, permet d’affirmer qu’il s’agit bien d’une
bande de cisaillement continue (fig. 5). Les foliations sont globalement parallèles à la faille de
Lherz et à la bordure Sud du corps granulitique, avec un maximum d’orientations entre
N090E et N0130E. Les pendages sont
variables mais généralement forts vers le
Sud. Les ultrabasites et les brèches
polygéniques décrites plus au Sud par
Lagabrielle and Bodinier (2008) sont
absentes de cette région. Dans la forêt de
Freychinède, on note également la présence
de mylonites granitiques parallèles à la
faille de Lherz. Mais étant donné leur
situation dans le massif paléozoïque des
Trois Seigneurs, il pourrait s’agir d’un
épisode de déformation antérieure.
3.2.2. Transition des calcaires déformés aux brèches calcaro-lherzolitiques
Les calcaires déformés sont fréquemment interrompus et pénétrés par des brèches. Il
s’agit d’une transition progressive puisque l’on passe des calcaires déformés aux brèches
calcaro-lherzolitiques par l’intermédiaire de différentes brèches :
- Des brèches monogéniques à éléments anguleux et très peu déplacés, la continuité des
structures est conservée, et les ouvertures sont comblées par de petits fragments anguleux
dans de fines veines de calcite limpide (fig. 7b). Ces roches portent les caractéristiques d’une
fracturation in-situ.
- Des brèches polygéniques à éléments de calcaires déformés uniquement (fig. 7c). Des
éléments provenant de différentes sources mylonitiques sont mélangés, ils sont généralement
plus arrondis et la matrice est plus abondante que dans les brèches précédentes. La polygénie,
est un argument fort en faveur d’un remaniement sédimentaire de ces roches.
Le passage des mylonites aux brèches in-situ puis aux brèches sédimentaires à
éléments exclusivement mylonitiques se fait souvent en l’espace de quelques mètres, et la
transition ne se fait dans aucune direction préférentielle à l’échelle de l’affleurement. En
conséquence, la distinction entre les deux types de brèches et les mylonites massives n’est pas
représentée sur la carte (fig. 2). En revanche à l’échelle du bassin, apparaît une zonalité
clairement définie par les termes extrêmes de cette transition. En effet, les affleurements de
calcaires déformés non brèchiques les plus spectaculaires apparaissent en bordure de la faille
de Lherz, au pied du col Dret et au Port de Lherz, tandis que les brèches calcaro-lherzolitiques
sont identifiées dans la partie centrale du bassin.
Figure 5 : Représentation stéréographique des directions et pendages de la foliation, des axes de plis et des linéations minérales.
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On remarque que les deux types de brèches portent également les marques
microtectoniques d’un épisode de déformation dans le niveau structural supérieur (schistosité
de fracture, fentes, stylolites). La schistosité de fracture recoupe ces roches, mais n’est pas
affectée par la brèchification. Les joints stylolitiques sont fréquemment placés en bordure des
lithoclastes. Ces observations indiquent que cet épisode de déformation « froide » est
clairement postérieur à la déformation ductile et à la brèchification.
3.2.3. Corps de Lherz, relation avec les calcaires déformés
Entre la D8f et la berge Nord de l’étang, un lapiaz offre une coupe dans les marbres faisant le
contact avec le corps de Lherz (fig. 8). Ces marbres sont rubanés puis affectés de plis d’axes
horizontaux N070E. Certains rubans sont mis en relief par érosion différentielle, il s’agit de
lits plus dolomitiques (confirmé par test HCL). Ils subissent le plissement, mais sont de plus
en plus discontinus à l’approche du massif de péridotites. Les fragments restent cependant
étirés et alignés dans des plans parallèles aux plans axiaux des plis, évoquant un boudinage
des lits dolomitiques dans des plis. Comme fréquemment dans les roches décrites plus haut, la
texture est saccharoïde et ne présente aucune foliation minérale, un recuit statique semble
l’avoir effacée. Ce contact ne présente aucune évidence de remaniement sédimentaire des
calcaires déformés et l’on prendra garde de ne pas confondre les effets du boudinage avec les
brèches décrites plus haut. En revanche, les brèches de calcaire mylonitique sont clairement
identifiées au contact des bordures nord-ouest et nord-est du corps de Lherz.
Notons également la présence d’un corps de lherzolite pincé entre la faille de Lherz au
Nord, et les granulites et la bande de calcaire cisaillée au Sud (fig. 2 et 3). La mauvaise qualité
des affleurements ne permet pas d’étudier ses relations avec l’encaissant. Cependant, sa
position, directement entre la faille de Lherz et les calcaires ductiles ainsi que l’absence de
brèches calcaro-lherzolitiques sont des caractères inédits dans la région.
12
Figure 8 : a) Schéma d’observation du contact carbonates déformés - péridotites, en bordure
Nord du corps de Lherz. b) Détail du boudinage des bancs dolomitiques dans les plis affectant
les calcaires déformés. Les grains de dolomite sont mis en relief par érosion différentielle,
confèrent un aspect rugueux à la roche.
3.2.4. Massif de granulite, géométrie et relations avec les calcaires déformés
Le pourtour Sud du massif de granulite est intégralement bordé par les calcaires
ductiles. Les données de terrain recueillies viennent compléter la géométrie du massif de
granulite établie par Colchen et al. (1997). En effet, à l’Ouest du Port de Lherz, ce corps est
parcouru par un alignement de dolines. Deux hypothèses se présentent pour expliquer ces
dolines : (i) un affaiblissement des granulites dû à une faille, (ii) l’existence d’une bande de
roches carbonatées séparant le massif granulitique en deux. Un nouvel affleurement de
granulite est également suggéré au Sud du Port de Lherz (non représenté sur la carte). Enfin,
tout au long de leur bordure Sud, les granulites sont en contact avec les calcaires déformés et
les brèches de calcaires déformés. Dans cette bordure, les granulites montrent de fréquentes
minéralisations pyriteuses.
13
3.3. Les brèches polygéniques non-métamorphiques des Plagneaux
Des formations détritiques particulières apparaissent aux Plagneaux et au sud-est du
col Dret. On y trouve des fragments de socle et de toutes les roches présentes dans le bassin
d’Aulus à l’exception des ultrabasites (voir 4.2.3. pour une description minéralogique). Les
clastes millimétriques à plurimétriques baignent dans une matrice plus ou moins abondante de
couleur variable. Il s’agit de pélites bleutées lorsque les fragments sont essentiellement
magmatiques (socle, gabbros) et de calcarénites jaunâtres lorsque les éléments sont à
dominante calcaire. Les transitions se font à l’échelle du mètre et les différents matériaux sont
souvent mélangés. Ces roches sont parfois peu cohésives, et ne semblent alors pas affectées
par le métamorphisme pyrénéen.
Aucune stratification n’est identifiée
à grande échelle, et les contours
restent mal définis. En revanche, ces
roches apparaissent clairement
pincées et chevauchées par les
calcaires métamorphiques du bassin
d’Aulus (fig. 7). Aux Plagneaux ce
sont des calcaires triasiques à
scapolites pluri-centimétriques. Au
sud-est du col Dret, ce sont des
marbres blancs très étirés.
4. OBSERVATIONS MICROSCOPIQUES:
Notre étude pétrographique s’appuie d’abord sur 64 lames minces en provenance de l’Etang
de Lherz, taillées dans des échantillons de missions précédentes (Yves Lagabrielle). De
natures très variées, elles présentent des faciès purement sédimentaires à purement
magmatiques ou mantelliques.
Cette collection fut enrichie de 19 lames que j’ai taillées dans les échantillons récoltés au
cours de mon travail de terrain (septembre 2007).
Les objectifs de l’analyse microscopique étaient les suivants :
- La recherche de fossiles afin de confirmer et dater l’origine sédimentaire des
brèches
- Un inventaire minéralogique de tous les faciès présentant un caractère
sédimentaire, afin d’en contraindre les âges et les sources
- La recherche et la caractérisation de tectonites pouvant signaler la présence d’un
détachement majeur
Figure 9 : Schéma du faciès détritique non métamorphique observé aux Plagneaux d’après Lagabrielle (comm. Pers. Mai 2008). Il apparaît chevauché par les calcaires triasiques à scapolite.
14
4.1. Les roches à saphirine
Des cristaux détritiques de saphirine apparaissent dans des brèches calcaro-lherzolitiques du
Port de Lherz (fig. 8). Cette observation permet de suggérer une reprise détritique des roches à
hornblende, anthophyllite, phlogopite, saphirine, kornérupine, tourmaline et rutile décrites par
Monchoux (1972) en bordure du corps de
Lherz et dans la forêt de Freychinède (fig.
2). D’après les paragénèses, l’auteur
propose une formation des roches à
saphirine par métamorphisme et
métasomatose de hornblendite à spinelle à
haute température et pression (800-900°C
et 6-9 kb). Nous avons d’ailleurs pu
observer des fragments de hornblendite
semblable à celle décrite par l’auteur dans
des brèches sédimentaires de la forêt de
Freychinède. Des tourmalines vertes,
identiques à celles des roches à saphirine
sont également décrites dans les roches
basiques de Freychinède (Dautria, J.-M.
comm. pers, mai 2008).
4.2. Les calcaires déformés
Ces roches montrent des textures mylonitiques, une analyse de la déformation de ces roches
est développée dans le chapitre 5. Un échantillon ramassé à proximité du col Dret montre
qu’une des épontes du cisaillement responsable de la déformation ductile des calcaires était au
moins partiellement constituée de socle paléozoïque (fig. 11). Un cisaillement ductile semble
donc avoir joué entre le bassin d’Aulus et le massif paléozoïque des Trois Seigneurs.
Figure 10 : Photographie de lame mince en lumière naturelle dans une brèche sédimentaire calcaro-lherzolitique du Port de Lherz. Un claste de saphirine, signalé par sa teinte pléochroïque bleu, est visible dans le quart supérieur gauche.
15
Figure 11 : Photographie de l’échantillon LC05e. La partie supérieure est constituée d’une roche quartzo-graphiteuse identique à celles observée aux Plagneaux, au Nord de la faille de Lherz. La partie inférieure est constituée d’une mylonite calcaire dans laquelle sont embarqués des fragments de la roche quartzo-graphiteuse. On remarque que les calcaires ont atteint une température suffisante pour se déformer de manière ductile alors que les fragments de socle résistent en créant des ombres de pression sigmoïdales.
4.3. Les brèches des Plagneaux
Voici une description pétrologique des roches sédimentaires présentées au paragraphe
3.5. Il s’agit de brèches sédimentaires polygéniques, à éléments anguleux à émoussés. La
matrice est une pélite sale, en proportions variables, formant généralement plus de 10% de la
lame. Parfois assez calcaire et plus ou moins recristallisée, elle reste argileuse et souvent
meuble. Des clastes non-jointifs, d’origines très variées flottent dans cette matrice.
On retrouve les éléments suivants :
- Des calcaires mylonitique (fig. 12a)
- Des calcaires des différents faciès, à calcites de tailles variables, parfois
marmorisés, parfois brèchiques (fig. 12b), assimilables aux différents faciès
calcaires décrits dans le bassin d’Aulus.
- Une grande variété de roches plutoniques feldspathiques, parfois à quartz et/ou
hornblende et/ou biotite. Ces roches sont parfois déformées, certaines montrant
même des textures mylonitiques.
- Des éléments de socle graphiteux identiques à ceux observés au Nord des
Plagneaux.
- Des roches à plagioclase, grenat et clinopyroxène rétromorphosé en hornblende +
chlorite + biotite (fig. 12c et d). Ces roches sont assimilables aux granulites
basiques (Pyriclasites) décrites par Colchen et al. (1990).
- Des gabbros et/ou ophites (plagioclase + amphiboles + orthopyroxène +
clinopyroxène).
- Des clastes de roches volcaniques hyalines à micro-feldspaths en baguettes
semblent également présents.
16
Figure 12 : Photographies de lames minces dans les roches détritiques bordières de la faille de Lherz. a) Détail d’un claste de calcaire mylonitique recoupé par des veines de calcite fibreuse. b) Claste de brèche (partie supérieure) remaniant un fragment de mylonite calcaire. Ce type de brèche est commun dans les carbonates du bassin d’Aulus. c) et d) détail de la bordure d’un claste de granulite basique en lumière naturelle et analysée. Noter les grenats sur la bordure droite du claste et dans la matrice. e) Lame entière, remarquer le granoclassement, un lit grossier traverse la lame en diagonale. f) Détail de e, on observe une fluidalité indiquée par les baguettes de muscovite qui contournent un fragment de gabbro.
Notons que tous les minéraux constitutifs de ces roches baignent fréquemment de
manière isolée dans la matrice. Le caractère sédimentaire détritique de ces lames est confirmé
17
par : (i) leur polygénie, en effet on identifie fréquemment plus de trois sources différentes
(calcaires, granites, ophites, granulites…) dans un même échantillon, soit en clastes rocheux,
soit en minéraux isolés, (ii) les granoclassements (fig. 12e) et (iii) les figures de transport
révélées par la fluidalité des baguettes de muscovite (fig. 12f).
Aucun fossile n’a pu être identifié dans toutes les lames étudiées, hormis les bélemnites et
lamellibranches liasiques du col Dret, déjà décrits dans la littérature (Colchen et al. 1990 et
Carez, 1901).
5. ÉTUDE DE FABRIQUES MINERALES AU MICROSCOPE ELECTRONIQUE
5.1. Mécanismes de déformation plastique et Orientation Préférentielle du réseau
cristallin
L’étude de fabriques minérales au microscope électronique permet de révéler d’éventuelles
Orientation Préférentielle du Réseau cristallin (OPR). Les OPR résultent de la déformation
plastique intracristalline par des phénomènes de dislocation sur des plans de glissement.
L’activation d’un plan de glissement est essentiellement contrôlée par la température du
système, elle provoque sa rotation et la réorientation des axes cristallographiques. À l’image
d’une pile de livres glissants sur une étagère, le plan activé tendra à se paralléliser au plan
d’aplatissement.
L’objectif est ici (i) de vérifier la nature mylonitique des carbonates déformés en
mettant en évidence la nature ductile de la déformation, et (ii) de contraindre la température
de déformation en identifiant le plan de glissement activé.
5.2. Principe de l’EBSD
Lorsqu’un échantillon est bombardé par un faisceau d’électrons, les interactions entre
atomes et électrons incidents provoquent l’émission de tout un spectre de rayonnements et de
particules. On s’intéresse ici aux électrons renvoyés dans des directions proches de leur
source par interaction quasi-élastique avec les atomes, ce sont les électrons rétrodiffusés. Si
une surface cristalline polie est bombardée par un faisceau d’électrons en position de Bragg
(ici un angle d’incidence de 70°), alors les électrons peuvent être diffractés et canalisés par les
plans réticulaires du cristal. Le rendement des électrons rétrodiffusés devient alors irrégulier
et dépendant de l’architecture du cristal. Le signal est récupéré grâce à une caméra numérique
placée derrière un écran de phosphore, ce dernier assure la conversion des électrons
rétrodiffusés en photons. Sur l’écran, apparaissent des bandes dites de Kikuchi qui
correspondent à des projections de la géométrie du réseau cristallin.
L’utilisation de logiciels d’indexation de ces bandes conjuguée à des bases de données
cristallographiques permet l’identification de la phase minérale au point de mesure et la
restitution de son orientation.
18
Bien que l’intensité du signal récupéré soit sensible au numéro atomique des atomes
constituant l’échantillon, on notera qu’il ne s’agit pas d’une analyse chimique. La distinction
des phases est aisée entre des minéraux de structures distinctes, même si leur composition
chimique est identique (ex : aragonite et calcite). À l’inverse, cette distinction est
difficilement possible entre des minéraux de compositions différentes, mais de structures très
semblables comme la calcite et la dolomite. Pour cette raison, seule la calcite fut prise en
compte dans les analyses effectuées, et si dolomite il y avait, elle fut soit considérée comme
calcite, soit discriminée en raison d’erreurs trop importantes.
Ces analyses furent réalisées avec le matériel suivant :
Microscope : JEOL JSM-5600 Scanning Electron Microprobe et CamScan X500FE
CrystalProbe
Camera : Nordlys II EBSD Detector from Oxford Instrument HKL Technology
Logiciels d’indexation: Oxford Instrument HKL Technology Channel 5+
Figures de pôles : logiciel libre PFch5.
5.3. Description des échantillons analysés par EBSD
Trois échantillons de supposées mylonites provenant du sud-est du col Dret furent analysés
par EBSD (photographies en annexe II) :
- LH01 (prêté par A. Vauchez) : marbre noir correspondant aux calcaires berriasiens à
hauteriviens de Colchen et al. (1990). Les cristaux de calcite sont allongés, de 0,5 à 5 mm de
long pour 0,1 à 1 mm de large. Il contient des baguettes de scapolites centimétriques qui
définissent la linéation.
- LH03 (prêté par A. Vauchez) : marbre gris sombre de faciès similaire à LH01. Une
foliation nette est exprimée par l’alternance de minces lits clairs et sombres. Les lits clairs
sont de longues traînées résultant de la blastèse de calcites millimétriques. Les grains sont très
fins (10 à 20 m) et ne présentent pas d’allongement préférentiel.
- LC5f : marbre gris non identifié accolé à une roche quartzo-graphiteuse assimilable a
du socle. De nombreux clastes de ce socle forment des ombres de pression sigmoïdales au
sein du marbre. Les grains sont très fins (10 à 20 m) et ne présentent pas d’allongement
préférentiel. Le quartz, occupe environ 30 % de la lame.
5.4. Résultats
Sont décrites ici les fabriques de la calcite dans les lames LH01 et LH03 : Les pôles c
présentent les densités maximales, respectivement 2,45 et 2,91 (fig. 13). Ces maximums
d’axes c sont perpendiculaires à la foliation, et cela est vrai dans une moindre mesure pour les
pôles e et f. Les similitudes entre les fabriques de c, e et r viennent du fait que e et f sont des
axes cristallographiques proches de c. Or le pôle c présente systématiquement les densités
maximales, nous considérerons donc c comme le principal plan de glissement. La fabrique est
19
plus nette dans LH01 que dans LH03 et LC5f. Cela s’explique par le fait que ces derniers
présentent des grains très fins, susceptibles d’avoir subi des rotations et des déformations aux
joints de grains. La déformation relève alors en partie du roulement à bille.
1)
2)
Figure 13 : Figures de pôles pour les échantillons LH01 (1) et LH03 (2), description dans le texte. Pour LH01, la lame entière (38x22 mm) fut analysée avec un pas de 40 m, soit plus de 345 000 mesures, avec un taux d’indexation de 62%. Pour LH03, une zone de 10x16 mm fut analysée avec un pas de 2 m, soit 400 000 mesures, avec un taux d’indexation de 45%. X est la linéation et Y le pôle de la foliation. Les lettres c, e, r, f, a et m font référence aux pôles des plans cristallographiques projetés dans chaque stéréographe (hémisphère inférieure). Les figures de pôle pour l’échantillon LC5f sont présentés dans l’annexe III.
20
6. INTERPRETATION
6.1. Mise en évidence d’une bande de cisaillement ductile
Les fabriques minérales bien marquées (Fig. 13 et annexe III) sont des arguments forts en
faveur de l’activation de systèmes de glissement intracristallins. Selon des expérimentations
sur marbres (Schmid et al. 1987) et sur monocristaux de calcite (De Bresser and Spiers 1993,
1997), le glissement basal (selon le plan c) est susceptible d’être activé lors de déformations à
haute température. La limite d’activation de ce système fut estimée aux alentours de 600°C
par De Bresser and Spiers (1993, 1997). Cependant, l’activation des différents systèmes de
glissement de la calcite en fonction des paramètres physiques tels que la température, le taux
de déformation et le type de déformation (cisaillement pur ou simple) reste discutée, et la
prudence s’impose. Des fabriques similaires à celles obtenues dans cette étude sont rapportées
dans des mylonites naturelles, pour des températures de déformation de 300 à 400° C
(Oesterling et al., 2007 ; Trullenque et al., 2006; Leiss et al., 2003). On peut donc confirmer
l’existence d’une zone de cisaillement mylonitique ayant fonctionnée à des températures
relativement élevées. Ces températures sont à mettre en relation avec le métamorphisme
pyrénéen HT-BP, comme le confirme l’habitus syn-déformation des scapolites. Ces
considérations sont en accord avec les plis ductiles et les laminations intenses observées (fig.
7a). Le boudinage des bancs dolomitiques intervient en raison du contraste rhéologique entre
calcaires et dolomies, ces dernières, plus compétentes sont tronçonnées par étirement et les
vides crées sont remplis par la matrice calcaire environnante (Paschier and Trouw, 1996 ;
Laurent P. comm. Pers., avril 2008). Les plis ne traduisent pas nécessairement une dynamique
compressive, ils peuvent résulter d’hétérogénéités de vitesse de transport au sein de la bande
de cisaillement. On note que les échantillons LH01 et LH03 présentent des fabriques
différentes. Il s’agit d’une texture plutôt fibreuse (mylonite L) pour LH01, cohérente avec la
linéation bien marquée par les scapolites, et plutôt planaire (mylonite S) pour LH03. Ces
différences peuvent s’expliquer par des positions différentes dans la zone de cisaillement.
6.2. Age de la déformation ductile
Les roches affectées par cette déformation sont des calcaires mésozoïques massifs et
les différents faciès restent identifiables (calcaires à fossiles du col Dret, Trias, Barrémien-
Hauterivien), il s’agit donc de calcaires de couverture anté-albiens. Le cisaillement a
fonctionné au moins partiellement entre les roches paléozoïques du massif des Trois
Seigneurs (fig. 11) et les calcaires de la couverture mésozoïque. Les roches du socle semblent
également avoirs subi les effets d’un cisaillement comparable (mylonites acides de
Freychinède). L’âge de la déformation est nécessairement postérieur à la mise en place des
calcaires noirs berriasiens à hauteriviens qu’elle affecte, et antérieur aux dépôts crétacés
21
moyens qui les remanient (flysch albo-cénomanien). Les linéations minérales indiquées par
les cristaux de scapolite indiquent des directions variables : plutôt à faible pendage dans les
mylonites noires du sud-est du col Dret, elles sont compatibles avec un jeu décrochant, alors
qu’à quelques mètres seulement, dans les mylonites blanches voisines, les linéations plongent
fortement, indiquant des mouvement verticaux. Aucune information n’a été obtenue quant au
sens de fonctionnement de ce cisaillement, mais les considérations ci-dessus sont à mettre en
relation avec l’épisode d’amincissement crustal dans la région confirmée par :
1. La mise en place crustale des péridotites de Lherz et de Caussou estimée aux alentours
de 110-105 Ma d’après les analyses radiomètriques (Ar-Ar et Sm-Nd) effectuées par
Henry et al (1998).
2. Le métamorphisme pyrénéen HT/BP impliquant un réchauffement par circulation de
fluides et amincissement crustal.
3. Le magmatisme alcalin crétacé daté à 109-107 Ma, indiquant une fusion partielle du
manteau par décompression adiabatique.
4. Un événement mylonitique majeur daté à 110-100 Ma, le long de plusieurs failles
normales traversant le socle paléozoïque à proximité de la FNP (Costa et Maluski,
1988 ; De Saint-Blanquat, 1993). Une de ces failles montre les évidences d’une
circulation de fluides chauds riches en talc, contemporaine du jeu de la faille entre 112
et 97 Ma (Schärer et al., 1999).
5. La présence d’écailles de roches ayant subi un métamorphisme granulitique le long de la
FNP et remaniées dans les brèches de type Plagneaux, indiquant que la croûte
continentale inférieure a également été exhumée.
6.3. Exhumation de la bande de cisaillement ductile
Le passage progressif des mylonites massives aux brèches de mylonites témoigne d’une
modification du régime de déformation. En effet, la fracturation in-situ des mylonites
calcaires peut être interprétée comme le résultat d’une activité tectonique fragile avec
circulation de fluides (veines de calcite limpide). Ces brèches témoigneraient donc du
franchissement de la limite ductile-fragile indiquant un déplacement vers la surface de la zone
de déformation. Les brèches polygéniques à éléments de mylonites signalent l’arrivée en
surface et l’exhumation de ces roches qui peuvent alors être démantelées, transportées et
sédimentées dans le bassin. Le fait que des brèches polygéniques viennent remplir des
fractures ouvertes dans les mylonites massives et dans les brèches in-situ suggère une
exposition de ces unités dans un environnement de dépôt. L’arrivée progressive de clastes de
roches ultrabasiques signale que les roches mantelliques sont à leur tour exhumées.
Ces brèches polygéniques sont ensuite métamorphisées comme l’indique la présence
de scapolites néoformés dans leur matrice (Staneck, 2007 ; Lagabrielle and Bodinier, 2008),
indiquant un âge de mise en place albien. La durée du métamorphisme pyrénéen, localement
22
estimée par Schärer et al. (1999) permet ainsi d’envisager un intervalle de temps d’environ 12
Ma entre la déformation ductile des carbonates et leur remaniement sédimentaire. Le corps de
Lherz apparaît partiellement cerné par les brèches de calcaires déformés au Nord et à l’Ouest
et par les brèches calcaro-lherzolitiques au Sud et à l’Est (Lagabrielle and Bodinier, 2008).
Ces auteurs, en accord avec les modèles gravimétriques montrant que ce massif est de petite
taille et n’est pas enraciné dans le soubassement pyrénéen (Anderson, 1984), proposent trois
hypothèses quant à sa mise en place. Il pourrait selon eux s’agir ; (1) d’un résidu du plancher
ultrabasique du bassin, (2) d’une écaille tectonique entraînée dans un détachement majeur, ou
(3) d’un olistolithe intégré dans une série sédimentaire détritique. Dans le cas des hypothèses
(1) et (2), le corps de Lherz devrait présenter un contact tectonique le long de ses bordures
occidentales et septentrionales. Dans le cas de l’hypothèse (3), cet olistolithe serait
déconnecté de son cortège olistolitique le long de ces mêmes bordures.
Le long de la faille Lherz, les granulites sont en contact direct avec les brèches de
calcaires déformés, mais elles ne sont jamais remaniées dans les sédiments (sauf aux
Plagneaux) et aucune relation stratigraphique n’a pu être mise en évidence. En revanche, les
minéralisations pyriteuses observées dans les granulites au contact des calcaires déformés
suggèrent des circulations de fluide, compatibles avec la présence d’une faille. Ces arguments
sont favorables à une mise en place par écaillage tectonique de la croûte continentale
inférieure, probablement lors de la fermeture du bassin. La présence de ces écailles
granulitiques des deux côtés du bassin d’Aulus, le long de la FNP et de la faille de Lherz
implique un amincissement crustal important de part et d’autre du bassin lors de son
ouverture.
6.4. Exhumation des roches à saphirine et de leurs protolithes potentiels
La présence de roches à hornblende, anthophyllite, phlogopite, saphirine, kornérupine,
tourmaline et rutile en étroite association avec les péridotites de Lherz fut interprétée par
Monchoux (1972) comme témoignant de réactions « métamorphiques réalisées en
profondeur à l’arrivée des lherzolites dans les zones silico-alumineuses et hydratées de la
croûte terrestre ». Selon l’auteur, ces roches se seraient formées à partir de hornblendite à
spinelle, métamorphisées et métasomatisées par des fluides alumineux d’origine crustale.
L’origine de ces hornblendites restait cependant inexpliquée puisque l’auteur exclut tout lien
de parenté avec les lherzolites en raison de différences de composition. Or, la présence de
tourmaline verte dans des gabbros de Freychinède est suggérée (Dautria J.-M. comm. pers.
Mai 2008). Étant donnée la rareté de ce minéral, cette observation est un argument de poids
en faveur d’une filiation entre les roches basiques observées à Freychinède et les roches à
minéraux. Ainsi, les roches à saphirine et leurs sources potentielles apparaîtraient
resédimentés dans les séries détritiques du bassin d’Aulus. Des fragments de hornblendite
semblable à celle décrite par Monchoux (1972) sont également présents dans les roches
23
détritiques du bassin d’Aulus comme le montre cette étude. Ces roches semblent ainsi
posséder une histoire liée à l’exhumation des péridotites. Elles se formeraient lors de l’arrivée
des péridotites dans des conditions crustales et seraient resédimentées en même temps que
ces dernières. Le protolithe semble également resédimenté dans des conditions similaires. La
présence de fragments de cristaux de saphirine dans les brèches calcaro-lherzolitiques (fig.
10) confirme de façon indubitable que ces roches furent remaniées lors de l’exhumation des
péridotites. Tout ceci confirme l’importance majeure du rôle joué par les fluides dans les
réactions liées à l’exhumation, aussi bien en surface qu’en profondeur.
6.5. Les brèches polygéniques non-métamorphiques des Plagneaux
Cette étude a permis de mettre en évidence des brèches polygéniques non-métamorphiques,
entre les carbonates déformés du bassin d’Aulus et la faille de Lherz. Le fait que ces roches
soient chevauchées par ces derniers suggère que leur mise en place précède les derniers
épisodes de compression pyrénéens (Eocène). Ces roches se caractérisent par une absence
totale de lithoclastes et de minéraux ultrabasiques. Deux hypothèses se présentent pour
expliquer leur formation :
1. Ces brèches se seraient déposées pendant les premiers stades de l’ouverture du fossé
d’Aulus, avant l’exhumation des péridotites, mais après l’exhumation des granulites
(fig15). Leur abandon en bordure de bassin les aurait préservées du métamorphisme
pyrénéen. Les nombreux corps de gabbro, d’ophite triasique, de socle paléozoïque et de
granulite correspondraient alors à des olistolithes tombant des bords d’un bassin en
ouverture.
2. Ces brèches pourraient également s’être déposées en couverture du fossé d’Aulus,
comme une conséquence de la fermeture de celui-ci. Leur mise en place tardive et leur
position superficielle les auraient préservées du métamorphisme Pyrénéen. L’absence
d’éléments ultrabasiques pourrait s’expliquer par le fait que les péridotites sédimentées
dans le bassin étaient encore enfouies sous les sédiments de fin de remplissage du
bassin. On notera d’ailleurs les affinités possibles de ces faciès avec les écailles
bordières de flysch à fucoïdes de la première moitié du Crétacé supérieur, décrites par
Colchen et al. (1997) et Peybernès (2001). Ces auteurs décrivent également la présence
d’écailles d’ophites triasiques, de socle et de calcaires variés dans ces formations. Ces
écailles seraient alors des olistolithes provenant des bordures du bassin lors de sa
fermeture et de son chevauchement par les formations du bassin d’Aulus.
Dans les deux cas, la présence de ces brèches chevauchées par les calcaires déformés et les
formations détritiques du bassin d’Aulus souligne un important raccourcissement crustal
notamment le long de la faille de Lherz.
24
7. IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
Les nouvelles observations présentées dans cette étude apportent d’importantes contraintes
concernant le mode de mise en place crustale des lherzolites pyrénéennes, compatibles avec
les conclusions de Choukroune (1973, 1974, 1980) et Lagabrielle and Bodinier (2008)
indiquant que les massifs péridotitiques de Lherz sont intégrés dans une séquence
sédimentaire détritique résultant de l’accumulation de débris de carbonates de plateforme et
de roches mantelliques. De la même manière, les unités carbonatées déformées semblent avoir
été exposées en bordure ou en fond de bassin, dans une position où elles ont pu fonctionner à
la fois comme émetteur et récepteur de débris.
7.1. Les modèles d’exhumation du manteau continental
Considéré dans son ensemble, le bassin d’Aulus présente un certain nombre d’éléments de
comparaison avec les Zones à Manteau Continental Exhumé (ZMCE ; en anglais ZECM,
Zone of Exhumed Continental Mantle) introduites par Whitmarsh et al. (2001). Cette
appellation désigne les zones dont le plancher est constitué de manteau sous-continental
exhumé accompagnant la transition d’une croûte continentale à une croûte océanique. Elles
se caractérisent par un détachement majeur à faible pendage, exhumé et sur lequel reposent
des unités allochtones d’extension constituées de roches crustales et de sédiments anté-rift.
Ces unités montrent des évidences de déformation cataclastique et de transport-sédimentation
dans les sédiments syn- à post-rift. Ici, les différences majeures avec les modèles classiques
d’exhumation du manteau au pied des « grandes » marges non-volcaniques sont :
1. La faible abondance de matériel crustal cristallin transporté dans le bassin (hors
Plagneaux). Cependant, l’existence possible de bassins périphériques de type Plagneaux
(cf. 6.5. hypothèse 1) pourrait avoir partiellement recouvert les roches du socle mise à
nu durant l’extension, et agirait comme un piège accumulant les débris distaux (fig. 14).
2. Les évidences de déformation ductile affectant les unités allochtones carbonatées. Cette
nature ductile pourrait trouver une explication dans l’intensité du métamorphisme
pyrénéen, actif dès les premiers stades de l’effondrement du fossé d’Aulus.
La nature décrochante du mouvement entre les plaques Ibérique et Europe est également un
caractère inédit dans un contexte d’exhumation du manteau continental, et implique
nécessairement des spécificités (fig. 15).
25
Figure 14 : Modèle géodynamique schématique d’exhumation des péridotites de Lherz.
1. Initiation albienne du métamorphisme pyrénéen par circulations de fluides hydrothermaux (Schärer et al., 1999). Ces fluides fournissent la température nécessaire à la déformation ductile des carbonates de plateforme et des roches du socle paléozoïque subissant l’ouverture du bassin.
2. Transition d’une déformation ductile à une déformation fragile et exhumation des carbonates allochtones mylonitisés.
3. Mise en place albienne des gabbros (en noir).
4. Formation potentielle de bassins périphériques de type Plagneaux (cf. 6.5. hypothèse 1)
5. Détachement majeur responsable de la foliation des roches mantelliques
6. Déformation fragile, cataclase des roches mantelliques. Le manteau est peu à peu exhumé, il est fracturé, transporté et sédimenté dans le bassin.
26
Figure 15 : a) Modèle schématique tridimensionnel d’exhumation du manteau dans un bassin transtensif (d’après Whitmarsh, 2001 ; Manatschal, 2004). b) Détail illustrant un scénario possible d’interaction entre les carbonates allochtones déformés (en marron), les brèches calcaro-lherzolitiques (en bleu) et le corps de Lherz (bloc vert) tel qu’observé sur le terrain.
7.2. Le contact majeur d’exhumation est-il accessible dans les Pyrénées ?
Le passage rapide des brèches de mylonites, aux brèches lherzolitiques à éléments de
calcaires mylonitiques indique que les sources étaient probablement exhumées dans des zones
voisines. On peut même supposer que les mylonites calcaires allochtones aient été déplacées
jusque sur les péridotites formant le plancher du bassin par un processus identique à celui
décrit pour les allochtones dans les modèles de type Manatschal (Whitmarsh 2001 ;
Manatschal 2004). De cette manière, l’écaille de lherzolite cartographiée entre les calcaires
cisaillés et la faille de Lherz pourrait représenter un fragment de ce plancher encore en
position sub-originelle sous les mylonites allochtones (fig. 15). Pour appuyer une telle
hypothèse, il faudrait pouvoir montrer qu’il existe dans les Pyrénées des roches du manteau
sur lesquelles on trouve, en repos direct, des calcaires déformés ductilement. C’est justement
le cas dans le massif du Saraillé dans les chaînons béarnais. Ce massif est constitué d’une
superposition de carbonates mésozoïques massifs sur une écaille de péridotites sous-
continentale. Les deux unités sont séparées par une bande plurimétrique de péridotites
métamorphisées en talc, chlorite et trémolite (schiste vert). Cet empilement a été interprété
comme un contact stratigraphique des sédiments mésozoïques sur un paléo-sol péridotitique
fortement altéré (Fortané et al. 1986). L’étude d’échantillons de cette localité dans le cadre de
mon travail à permis de mettre en évidence de fortes marques de déformation ductile dans les
carbonates (fig. 14) ainsi que dans des roches magmatiques acides identifiées dans la bande à
talc, chlorite et trémolite. Ces observations permettent de suggérer qu’il s’agit peut-être d’un
27
reliquat du contact d’exhumation des péridotites. Cette hypothèse est plus cohérente avec les
faciès sédimentaire présents dans les carbonate, en effet, la formation de dépôts carbonatés
biogéniques de plateforme est peu probable dans un étroit et profond bassin nécessaire à
l’exhumation du manteau. Ainsi, les mylonites allochtones (carbonatées et magmatiques
acides) représenteraient un fragment crustal transporté (et déformé) le long d’un détachement
majeur drainant des fluides responsables du métamorphisme de la zone réactionnelle à talc,
chlorite, trémolite.
Figure 16 : a) Panorama schématique du pic du Saraillé. Les carbonates de plateforme exhibant une déformation ductile sont séparés des péridotites par une zone à talc chlorite et trémolite. b) Photographie en lame mince de calcaires urgoniens à orbitolines et lamellibranches, la déformation est peu marquée. c) Photographie en lame mince de ces mêmes calcaires à l’approche des péridotites. Le cisaillement est cette fois clairement signalé par la déformation des fossiles (noter l’entroque ovalisée dans la partie supérieure du cliché) et par les ombres de pression sigmoïdales autour des porphyroclastes de calcite.
28
8. CONCLUSION
Dans un but de détermination du mode de gisement des péridotites de Lherz, cette
étude avait pour but de réaliser une cartographie détaillée de la bordure nord du fossé
d’Aulus. Une attention particulière fut portée aux carbonates déformés présents dans cette
région et à leur lien avec les terrains avoisinants (brèches calcaro-lherzolitiques, socle
paléozoïque, massifs péridotitiques et unités granulitiques). Les observations de terrain,
soutenues par des analyses d’échantillons en microscopie optique et électronique (EBSD) ont
permit de mettre en évidence des mylonites caractérisant une zone de cisaillement ductile
affectant essentiellement des carbonates de plateforme mésozoïques. Des températures
supérieures à 300° sont suggérées par l’analyse des mécanismes de la déformation
intracrstalline dans la calcite. La présence de paragénèses métamorphiques syn-
déformationnelles caractéristiques du métamorphisme pyrénéen (scapolites) indique un âge de
déformation albien. Les marques de brèchification in-situ observée dans ces mêmes roches
sont interprétées comme le témoignage d’une ascension vers le niveau structural supérieur
traduisant du passage d’un régime de déformation ductile à un régime de déformation fragile.
La présence d’éléments de carbonates mylonitiques de différents faciès mélangés dans des
brèches est interprétée comme la signature de leur exhumation et de leur remaniement dans un
environnement sédimentaire. Les paragénèses métamorphiques présentées par la matrice des
brèches indiquent une mise en place également albienne, suggérant un laps de temps
d’environ 12 Ma entre la déformation ductile et le remaniement sédimentaire.
Le passage progressif de calcaires massifs déformés au Nord à des brèches carbonatées puis à
des brèches calcaro-lherzolitiques vers le centre du bassin est interprété comme la preuve de
l’existence d’un détachement majeur dont le jeu est au moins partiellement responsable de
l’ouverture du bassin.
Cette étude a également permis de mettre en évidence des formations détritiques non-
métamorphiques, caractérisées par une absence de matériel mantellique. Leur chevauchement
par les carbonates déformés et les brèches du flysch albien implique un âge anté-éocène.
L’âge de ces formations reste indéterminé et deux hypothèses sont formulées, il pourrait
s’agir soit de résidus de bassins périphériques contemporains de l’ouverture, soit de flysch
tardif formés lors de la fermeture du bassin.
L’association étroite entre les roches à saphirine et les lherzolites, en supposant une
filiation entre les tourmalines vertes identifiées dans les gabbros et retrouvées dans les roches
à saphirine, suggère une mise en place des gabbros à proximité voire au contact du manteau.
Les intrusions de petits massifs gabbroïques dans le manteau sont d’ailleurs communes au
niveau des transitions océan-continent.
29
Enfin, l’existence de contacts majeurs d’exhumation entre péridotites et unités
allochtones carbonatées est fortement suggérée dans le massif du Saraillé et, dans une
moindre mesure, au Nord de l’étang de Lherz.
Toutes ces considérations apportent d’importantes contraintes concernant le mode de
gisement des péridotites de Lherz et des Pyrénées qu’il faudra prendre nécessairement prendre
en compte pour toute tentative d’élaboration d’un modèle d’exhumation du manteau en
contexte transtensif.
9. FUTURS OBJECTIFS Cette étude a démontré que les mylonites carbonatées de la région de Lherz présentent une
fabrique marquée avec un maximum d’axes c perpendiculaires à la foliation et un maximum
d’axes a parallèles à la linéation. Cette dernière est souvent difficilement identifiable sur le
terrain lorsque les marbres ne présentent pas de linéations minérales (scapolites) ou lorsqu’ils
ont subi un recuit statique. Les phénomènes de recuit conservant généralement les fabriques,
il est désormais possible de réaliser une cartographie précise de la déformation dans les
calcaires déformés par analyse systématique à l’EBSD. Une telle cartographie pourrait se
révéler capitale pour la reconstitution de la géométrie anté-pyrénéenne du bassin.
La datation et l’analyse de la déformation des mylonites acides de Freychinède s’imposent
afin de comprendre le rôle joué par les massifs paléozoïques lors de l’ouverture conduisant à
l’exhumation du manteau.
Une étude approfondie du bassin détritique des Plagneaux, incluant une recherche de fossiles
par tamisage des faciès les moins grossiers, serait nécessaire afin de déterminer l’âge de ces
formations et le rôle potentiel joué lors l’ouverture ou de la fermeture du bassin.
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AN
NE
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Annexe I : Minute de terrain. Les symboles de pendage sont représentés a chaque endroit où une foliation ductile au moins métrique fut identifiée.
Annexe II: Photographies des lames minces analysées par EBSD. Les cadres indiquent les zones analysées. Pour LH01, la lame entière fut analysée.
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