v>x>^^^ - infoterreinfoterre.brgm.fr/rapports/rr-37628-fr.pdf · peñarroya inédit de 1981,...

BRGML-ENTREPRISE AU SERVICE DE LA TERRE

2 4.N0V.2UÛ3! J

CARTOTHEGUE

60^.v>^

e x^.v>X>^^^

mise en place et origine des minéralisations dugisement filonien de Noailhac - Saint-Salvy

Zn, Ge, Ag, (Pb, Cd) Tarn - France

RPI 01 : rapport de synthèse

(*) BRGM Service Géologique National, BP 6009, 45060 Orléans cédex 2(**) METALEUROP Mine de Noailhac - Saint-Salvy, 81490 BoissezonC^**) LGIT-IRIGM Université J. Fourier, BP 53X, 38041 Grenoble cédex(**+) gj^Qj^ Direction Mines Moyens, BP 6009, 45060 Orléans cédex 2

DJ.C.

E.

B.C

. CassardChabod**MarcouxBourgine*Castaing*Y. Gros*

A. Kosakevitch*M. Molsy***

L. Viallefond****

Juin 1993R 37628

B.P. 6009

BRGMSERVICE GEOLOGIQUE NATIONAL

Département Géologie45060 ORLEANS CEDEX 2 - France - Tél. (33) 38.64.34.34

BRGML-ENTREPRISE AU SERVICE DE LA TERRE

2 4.N0V.2UÛ3! J

CARTOTHEGUE

60^.v>^

e x^.v>X>^^^

mise en place et origine des minéralisations dugisement filonien de Noailhac - Saint-Salvy

Zn, Ge, Ag, (Pb, Cd) Tarn - France

RPI 01 : rapport de synthèse

(*) BRGM Service Géologique National, BP 6009, 45060 Orléans cédex 2(**) METALEUROP Mine de Noailhac - Saint-Salvy, 81490 BoissezonC^**) LGIT-IRIGM Université J. Fourier, BP 53X, 38041 Grenoble cédex(**+) gj^Qj^ Direction Mines Moyens, BP 6009, 45060 Orléans cédex 2

DJ.C.

E.

B.C

. CassardChabod**MarcouxBourgine*Castaing*Y. Gros*

A. Kosakevitch*M. Molsy***

L. Viallefond****

Juin 1993R 37628

B.P. 6009

BRGMSERVICE GEOLOGIQUE NATIONAL

Département Géologie45060 ORLEANS CEDEX 2 - France - Tél. (33) 38.64.34.34

Saint-Salvy : mise en place et origine des minéralisations

RESUME

Le gisement de Noailhac - Saint-Salvy est adossé au flanc sud du massif granitique du Sidobrc, à

l'extrémité SW du Massif central français. Il est encaissé dans la partie occidentale de l'unitélithostructurale cambro-silurienne des Monts de Lacaune, entre l'Albigeois au nord et la zoneaxiale de la Montagne Noire au sud.

Le gisement de Noailhac - Saint-Salvy [Zn, Ge, Ag, (Pb, Cd)], correspond au filon le plusseptentrional d'un champ filonien orienté globalement ENE-WSW. Ce filon, dit "de Saint-Salvy",n'est que partiellement minéralisé ; sur 9 km dc structure reconnus, les travaux miniers se

développent sur 3000 m d'extension longitudinale, dans un segment de structure orienté N 85°E àN 65°E, pente en moyenne de 80° vers le sud, et situé à 150 m du granite, à la limite de l'auréolede métamorphisme de contact. Au sein même de la caisse filoiùennc, dont la puissance varie entre15 ct 60 m, la minéralisation se concentre dans des ouvertures pluri-mctriques appelées veine dutoit et veine du mur, séparées par un "interfilonien" peu ou pas minéralisé. Dans le planhorizontal, ces deux veines dessinent une figure sigmoïde ayant la forme d'un huit étiré, tandisque dans le plan vertical, elles divergent progressivement vers le bas (mine principale) ouconvergent vers le centre de la caisse filonienne (mine du Rouquis - extrémité est du gisement).Dans ces veines, la minéralisation s.s. n'occupe qu'un volume limité. Elle se présente sous formede filonncts centimétriques à décimétriques de sidcrite et/ou sphalerite anastomosés, de filons(0,60 à 1 m de puissance en moyenne) de sphalerite massive et de corps brcchiques, puissantsparfois de plusieurs mètres, où se développe une remarquable texture en cocardes avec des

fragments de schiste silicifiés, enrobés de sidérite, puis cimentés par de la sphalerite. Larépartition des zones riches au sein des veines n'est pas aléatoire, et obéit à une structuration àdeux échelles de distance, respectivement de 15 et 60 m.

La localisation du filon, la répartition spatiale de la minéralisation (et l'absence de minéralisationéconomique dans les autres filons du champ filonien), la géométrie des ouvertures ct ladistribution des zones riches, résultent d'une évolution sous un double contrôle, rhéologique(discontinuités et hétérogénéités) et structural, intervenant à différentes échelles.L'individualisation de la structure de Saint-Salvy a lieu au moment ou s'achève la mise en placesyncinématique du granite du Sidobre (probablement au Stéphanien terminal, entre 300 et 295Ma), dans un régime transcurrent dextre. La persistance de ce régime de déformation au delà dcla transition ductile-fragile est à l'origine du développement de la zone de cisaillement dextre quiva porter le futur filon de Saint-Salvy. Sa localisation en bordure de l'auréole de métamorphismede contact est gouvernée par le fort contraste rhéologique existant entre les schistes de l'auréole ctceux de l'encaissant (discontinuité de premier ordre). Parallèlement, apparaît au SW du granite duSidobre, une importante zone d'ombre tectonique au sein de laquelle va se développer, en régimeessentiellement distensif, le reste du champ filonien de Saint-Salvy. Le développement de cettezone abritée entraîne l'évolution du jeu dextre initial de la structure de Saint-Salvy, vers un jeudécrochant dextre à composante extensive de plus en plus marquée. Cette évolution de lacinématique de la structure, s'accompagne d'une modification paragénétique caractérisée par lepassage d'une paragenèse initiale quartzo-carbonatée à une paragenèse à sphalerite dominante(minéralisation économique). Au sein de la structure filonienne, les interactions entre les facteursstructuraux et rhéologiques contrôlent la répartition des zones minéralisées : interviennent des

hétérogénéités pré-existantes, anté-structure, telles que l'auréole dc métamorphisme de contact(hétérogénéité de l^"" ordre) ou encore les barres d'aplites satellites du batholitc (2"^* ordre), et

Rapport BRGM R 37628 GEO-SGN-93


RESUME

Le gisement de Noailhac - Saint-Salvy est adossé au flanc sud du massif granitique du Sidobrc, à

l'extrémité SW du Massif central français. Il est encaissé dans la partie occidentale de l'unitélithostructurale cambro-silurienne des Monts de Lacaune, entre l'Albigeois au nord et la zoneaxiale de la Montagne Noire au sud.

Le gisement de Noailhac - Saint-Salvy [Zn, Ge, Ag, (Pb, Cd)], correspond au filon le plusseptentrional d'un champ filonien orienté globalement ENE-WSW. Ce filon, dit "de Saint-Salvy",n'est que partiellement minéralisé ; sur 9 km dc structure reconnus, les travaux miniers se

développent sur 3000 m d'extension longitudinale, dans un segment de structure orienté N 85°E àN 65°E, pente en moyenne de 80° vers le sud, et situé à 150 m du granite, à la limite de l'auréolede métamorphisme de contact. Au sein même de la caisse filoiùennc, dont la puissance varie entre15 ct 60 m, la minéralisation se concentre dans des ouvertures pluri-mctriques appelées veine dutoit et veine du mur, séparées par un "interfilonien" peu ou pas minéralisé. Dans le planhorizontal, ces deux veines dessinent une figure sigmoïde ayant la forme d'un huit étiré, tandisque dans le plan vertical, elles divergent progressivement vers le bas (mine principale) ouconvergent vers le centre de la caisse filonienne (mine du Rouquis - extrémité est du gisement).Dans ces veines, la minéralisation s.s. n'occupe qu'un volume limité. Elle se présente sous formede filonncts centimétriques à décimétriques de sidcrite et/ou sphalerite anastomosés, de filons(0,60 à 1 m de puissance en moyenne) de sphalerite massive et de corps brcchiques, puissantsparfois de plusieurs mètres, où se développe une remarquable texture en cocardes avec des

fragments de schiste silicifiés, enrobés de sidérite, puis cimentés par de la sphalerite. Larépartition des zones riches au sein des veines n'est pas aléatoire, et obéit à une structuration àdeux échelles de distance, respectivement de 15 et 60 m.

La localisation du filon, la répartition spatiale de la minéralisation (et l'absence de minéralisationéconomique dans les autres filons du champ filonien), la géométrie des ouvertures ct ladistribution des zones riches, résultent d'une évolution sous un double contrôle, rhéologique(discontinuités et hétérogénéités) et structural, intervenant à différentes échelles.L'individualisation de la structure de Saint-Salvy a lieu au moment ou s'achève la mise en placesyncinématique du granite du Sidobre (probablement au Stéphanien terminal, entre 300 et 295Ma), dans un régime transcurrent dextre. La persistance de ce régime de déformation au delà dcla transition ductile-fragile est à l'origine du développement de la zone de cisaillement dextre quiva porter le futur filon de Saint-Salvy. Sa localisation en bordure de l'auréole de métamorphismede contact est gouvernée par le fort contraste rhéologique existant entre les schistes de l'auréole ctceux de l'encaissant (discontinuité de premier ordre). Parallèlement, apparaît au SW du granite duSidobre, une importante zone d'ombre tectonique au sein de laquelle va se développer, en régimeessentiellement distensif, le reste du champ filonien de Saint-Salvy. Le développement de cettezone abritée entraîne l'évolution du jeu dextre initial de la structure de Saint-Salvy, vers un jeudécrochant dextre à composante extensive de plus en plus marquée. Cette évolution de lacinématique de la structure, s'accompagne d'une modification paragénétique caractérisée par lepassage d'une paragenèse initiale quartzo-carbonatée à une paragenèse à sphalerite dominante(minéralisation économique). Au sein de la structure filonienne, les interactions entre les facteursstructuraux et rhéologiques contrôlent la répartition des zones minéralisées : interviennent des

hétérogénéités pré-existantes, anté-structure, telles que l'auréole dc métamorphisme de contact(hétérogénéité de l^"" ordre) ou encore les barres d'aplites satellites du batholitc (2"^* ordre), et



celles générées par les interactions entre ces demières et la déformation, telles que lessilicifications précoces (S^nie ordre) en relation avec la dilatance. Ces hétérogénéités d'ordreinférieur et de taille de plus en plus réduite induisent à leur tour la localisation dc plus en plusprécise des perturbations tectoniques, pennettant ainsi la chenalisation des fluides hydrothermauxet, in fine, la formation de concentrations minéralisées. En ce qui conceme les autres filons duchamp filonien, l'orientation peu favorable des structures lors des premiers incréments de ladéformation (jeu décrochant dextre), puis la prédominance d'un régime tectonique extensifprovoquant l'effondrement gravitaire du toit des structures et enfin l'absence d'hétérogénéitésclairement identifiées dans les sondages de reconnaissance, rendent compte de l'absence de

minéralisation économique.

Ultérieurement, la structure de Saint-Salvy rejoue en faille normale lors de la distensiongénéralisée permo-triasique, ce qui a pour effet d'accentuer les effets de l'épisode de déformationantérieur, en particulier l'effondrement du toit de la structure. Elle rejoue à nouveau, mais enfaille inverse, lors de l'épisode compressif pyrénéen. Ce demier rejeu génère une brèche d'attritiondont le développement ne perturbe que modérément l'organisation de la minéralisation et est àl'origine de l'apparition d'une paragenèse de remobilisation à pyrite, marcasite et sphaleritenéoformée accessoire, dans une gangue de calcite et/ou quartz.

Les compositions isotopiques du plomb (206pb/204pjj = 18,43 à 18,48) montrent que laminéralisation filonienne ne peut pas provenir d'une remobilisation de minéralisationssyngénétiques cambriennes à sphalerite disséminée, qui, sans aucune valeur économique, existentaccessoirement dans l'environnement des filons (206pb/204pij = 17^5 à 17,94), et privilégient uneliaison génétique du filon avec le granite du Sidobre. Les compositions isotopiques du soufre(ô^^ S = +5,7 %o à + 7,5 %o) confortent cette hypothèse.

Ce type de démarche, en termes d'hétérogénéités d'ordres successifs, couplée à l'analysecinématique des structures, devrait pouvoir être transposée avec profit à d'autres structuresminéralisées et constitue une technique de plus à la disposition du géologue d'exploration.



celles générées par les interactions entre ces demières et la déformation, telles que lessilicifications précoces (S^nie ordre) en relation avec la dilatance. Ces hétérogénéités d'ordreinférieur et de taille de plus en plus réduite induisent à leur tour la localisation dc plus en plusprécise des perturbations tectoniques, pennettant ainsi la chenalisation des fluides hydrothermauxet, in fine, la formation de concentrations minéralisées. En ce qui conceme les autres filons duchamp filonien, l'orientation peu favorable des structures lors des premiers incréments de ladéformation (jeu décrochant dextre), puis la prédominance d'un régime tectonique extensifprovoquant l'effondrement gravitaire du toit des structures et enfin l'absence d'hétérogénéitésclairement identifiées dans les sondages de reconnaissance, rendent compte de l'absence de

minéralisation économique.

Ultérieurement, la structure de Saint-Salvy rejoue en faille normale lors de la distensiongénéralisée permo-triasique, ce qui a pour effet d'accentuer les effets de l'épisode de déformationantérieur, en particulier l'effondrement du toit de la structure. Elle rejoue à nouveau, mais enfaille inverse, lors de l'épisode compressif pyrénéen. Ce demier rejeu génère une brèche d'attritiondont le développement ne perturbe que modérément l'organisation de la minéralisation et est àl'origine de l'apparition d'une paragenèse de remobilisation à pyrite, marcasite et sphaleritenéoformée accessoire, dans une gangue de calcite et/ou quartz.

Les compositions isotopiques du plomb (206pb/204pjj = 18,43 à 18,48) montrent que laminéralisation filonienne ne peut pas provenir d'une remobilisation de minéralisationssyngénétiques cambriennes à sphalerite disséminée, qui, sans aucune valeur économique, existentaccessoirement dans l'environnement des filons (206pb/204pij = 17^5 à 17,94), et privilégient uneliaison génétique du filon avec le granite du Sidobre. Les compositions isotopiques du soufre(ô^^ S = +5,7 %o à + 7,5 %o) confortent cette hypothèse.

Ce type de démarche, en termes d'hétérogénéités d'ordres successifs, couplée à l'analysecinématique des structures, devrait pouvoir être transposée avec profit à d'autres structuresminéralisées et constitue une technique de plus à la disposition du géologue d'exploration.



TABLE DES MATIERES

RESUME

AVERTISSEMENT 9

1- INTRODUCTION 10

2- HISTORIQUE 10

3 - CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL 12

3.1. Succession lithostratigraphique 12

3.2. Tectonique varisque 153.3. Métamorphisme et plutonisme - relations avec les déformations 16

4 - GEOMETRIE DU GISEMENT 20

4.1. Géométrie générale du filon 204.2. Composition du filon 224.3. Géométrie de la structure-support des minéralisations 264.4. Relations spatiales entre les minéralisations et les aplites s.L 304.5. Organisation de la minéralisation 31

4.6. Le problème de la "périodicité" spatiale des ouvertures 37

5 - CINEMATIQUE DE LA STRUCTURE FILONIENNE ETMISE EN PLACE DES MINERALISATIONS 40

5.1. Le jeu décrochant dextre initial 41

5.2. Evolution du jeu décrochant dextre et rejeux ultérieurs de la structure 43

5.3. Mise en place de la minéralisation, relations avec les déformations etessai de calage chronologique 46

6 - MINERALOGIE DU REMPLISSAGE FILONIEN 46

7 - GEOCHIMIE ISOTOPIQUE DU PLOMB ET DU SOUFRE 59

8 - INTERPRETATION ET DISCUSSION 65



TABLE DES MATIERES

RESUME

AVERTISSEMENT 9

1- INTRODUCTION 10

2- HISTORIQUE 10

3 - CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL 12

3.1. Succession lithostratigraphique 12

3.2. Tectonique varisque 153.3. Métamorphisme et plutonisme - relations avec les déformations 16

4 - GEOMETRIE DU GISEMENT 20

4.1. Géométrie générale du filon 204.2. Composition du filon 224.3. Géométrie de la structure-support des minéralisations 264.4. Relations spatiales entre les minéralisations et les aplites s.L 304.5. Organisation de la minéralisation 31

4.6. Le problème de la "périodicité" spatiale des ouvertures 37

5 - CINEMATIQUE DE LA STRUCTURE FILONIENNE ETMISE EN PLACE DES MINERALISATIONS 40

5.1. Le jeu décrochant dextre initial 41

5.2. Evolution du jeu décrochant dextre et rejeux ultérieurs de la structure 43

5.3. Mise en place de la minéralisation, relations avec les déformations etessai de calage chronologique 46

6 - MINERALOGIE DU REMPLISSAGE FILONIEN 46

7 - GEOCHIMIE ISOTOPIQUE DU PLOMB ET DU SOUFRE 59

8 - INTERPRETATION ET DISCUSSION 65



8.1. Les facteurs contrôlant le piégeage des minéralisations,la localisation et la géométrie du gisement 65

8.2. Origine des fluides minéralisés 71

8.3. Conclusion : les apports du modèle 71

REMERCIEMENTS 73

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 74

ANNEXE : LISTE DES TRAVAUX REALISES DANSLE CADRE DE LA RPI 01 81



8.1. Les facteurs contrôlant le piégeage des minéralisations,la localisation et la géométrie du gisement 65

8.2. Origine des fluides minéralisés 71

8.3. Conclusion : les apports du modèle 71

REMERCIEMENTS 73

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 74

ANNEXE : LISTE DES TRAVAUX REALISES DANSLE CADRE DE LA RPI 01 81



LISTE DES FIGURES

Fig. 1 - Cadre géologique régional et localisation du gisement de Saint-Salvy [d'après D.Cassard et al. (1993), modifié].

Fig. 2 - Carte géologique générale du secteur étudié et localisation du champ filonien de Saint-Salvy. En encart, le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme dc contact.

Fig. 3 - Coupes sériées NW-SE à travers le "Synclinal de Boissezon".

Fig. 4 - Mise en place syntcctonique du granite du Sidobre dans un régime transcurrentdextre :(a) carte des trajectoires des plans de foliation intemes, des linéationsdéterminées par des mesures de l'ASM sur les biotites et des schistosités de

l'encaissant ; (b) transition ductile-fragile, mise en place dc l'essaim de dykes d'aplo-pegmatite et création dc la zone dc cisaillement dc Saint-Salvy. Localisation du futurchamp filonien. D'après A. Borrel (1978), G. Acuana-Sorriaux (1981) et M. Moisy etal. (1992).

Fig. 5 - Coupe longitudinale développée du filon dc Saint-Salv>', avec représentation des

structures situées au mur du filon.

Fig. 6 - Vues en plan du filon de Saint-Salvy aux niveaux 319, 259, 197 et 135 dc la mineprincipale. Localisation des diflërents corps aplitiques au mur dc la structurefilonienne et de l'expansion quartzeuse dans la zone de convergence avec le filonannexe. D'après document SMM Peñarroya inédit de 1981, réactualisé.

Fig. 7 - Bloc diagramme synthétique d'un segment dc la structure filonienne dc Saint-Salvy :

principales caractéristiques et nomenclature.

Fig. 8 - Distribution des ouvertures au sein de la caisse filonienne. (a) vue en plan ; (b) coupessériées sub-méridiennes.

Fig. 9 - Un exemple de zone de convergence entre la veine du mur et celle du toit : le chantier33-34W, tranche d'exploitation TIO. D'après document Metaleurop inédit.

Fig. 10 - Silicification de l'interfilonien dans la partie supérieure ouest de la mine principale,sous la barre d'aplite principale : vue cn coupe (élévation). D'après documentMetaleurop inédit.

Fig. 1 1 - Quelques exemples de brèche minéralisée de type implosion - effondrement.

Fig. 12 - Agencement des différents faciès minéralisés au sein des veines du toit ct du mur : lesrelations entre les corps bréchiques, les filons et les filonncts : (a) chantier 52W,tranche d'exploitation Tl ; (b) chantier 52E, tranche d'exploitation T3. D'aprèsdocuments Metaleurop inédits.

Fig. 13 - Juxtaposition des différents faciès, minéralisés ou non, au sein d'une veine.



LISTE DES FIGURES


Fig. 2 - Carte géologique générale du secteur étudié et localisation du champ filonien de Saint-Salvy. En encart, le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme dc contact.

Fig. 3 - Coupes sériées NW-SE à travers le "Synclinal de Boissezon".

Fig. 4 - Mise en place syntcctonique du granite du Sidobre dans un régime transcurrentdextre :(a) carte des trajectoires des plans de foliation intemes, des linéationsdéterminées par des mesures de l'ASM sur les biotites et des schistosités de

l'encaissant ; (b) transition ductile-fragile, mise en place dc l'essaim de dykes d'aplo-pegmatite et création dc la zone dc cisaillement dc Saint-Salvy. Localisation du futurchamp filonien. D'après A. Borrel (1978), G. Acuana-Sorriaux (1981) et M. Moisy etal. (1992).

Fig. 5 - Coupe longitudinale développée du filon dc Saint-Salv>', avec représentation des

structures situées au mur du filon.

Fig. 6 - Vues en plan du filon de Saint-Salvy aux niveaux 319, 259, 197 et 135 dc la mineprincipale. Localisation des diflërents corps aplitiques au mur dc la structurefilonienne et de l'expansion quartzeuse dans la zone de convergence avec le filonannexe. D'après document SMM Peñarroya inédit de 1981, réactualisé.

Fig. 7 - Bloc diagramme synthétique d'un segment dc la structure filonienne dc Saint-Salvy :


Fig. 8 - Distribution des ouvertures au sein de la caisse filonienne. (a) vue en plan ; (b) coupessériées sub-méridiennes.

Fig. 9 - Un exemple de zone de convergence entre la veine du mur et celle du toit : le chantier33-34W, tranche d'exploitation TIO. D'après document Metaleurop inédit.

Fig. 10 - Silicification de l'interfilonien dans la partie supérieure ouest de la mine principale,sous la barre d'aplite principale : vue cn coupe (élévation). D'après documentMetaleurop inédit.

Fig. 1 1 - Quelques exemples de brèche minéralisée de type implosion - effondrement.

Fig. 12 - Agencement des différents faciès minéralisés au sein des veines du toit ct du mur : lesrelations entre les corps bréchiques, les filons et les filonncts : (a) chantier 52W,tranche d'exploitation Tl ; (b) chantier 52E, tranche d'exploitation T3. D'aprèsdocuments Metaleurop inédits.

Fig. 13 - Juxtaposition des différents faciès, minéralisés ou non, au sein d'une veine.



Fig. 14 - Un exemple de brèche "béton" à structuration inteme en bandes et foliation fruste -Mine principale, chantier 53W.

Fig. 15 - Cartographie par krigeage dc l'accumulation en zinc pour la veine du toit de la mineprincipale [d'après D. Cassard étal. (1991), modifié].

Fig. 16 - Données relatives à la tectonique décrochante dextre et à son évolution.

Fig. 17 - Persistance de la tectonique décrochante dextre pendant la mise en place dc laminéralisation économique : mine principale, travers-banc d'accès au chantier 72W,tranche d'exploitation TO.

Fig. 18 - La sidérite I automorphe, déposée sur un ciaste schisteux à pyrite, et recouverte par lasphalerite II.

Fig. 19 - Brèche en cocardes où le quartz occupe une position équivalente à cellehabituellement tenue par la sidérite I.

Fig. 20 - Histogramme des teneurs en fer des sphalerites II de la mine de Saint-Salvy (d'aprèsdocuments inédits de MINEMET RECHERCHE).

Fig. 21 - Teneurs en éléments mineurs et trace des sphalerites II de Saint-Salvy, mineprincipale et mine du Rouquis (moyenne des analyses ICP/MS par ablation laser,BRGM).

Fig. 22 - Anti-corrélation Ge-Cd dans les sphalerites II de la mine principale et du Rouquis(analyses ICP/MS par ablation laser, BRGM).

Fig. 23 - La sidérite II.

Fig. 24 - La sphalerite III.

Fig. 25 - Compositions isotopiques du plomb dans le district de Saint-Salvy [d'après E.Marcoux ei Í7/. (1993)].

Fig. 26 - Les étapes de formation de la structure de Saint-Salvy et du champ filonien - Schémasinspirés de M. Moisy et al. (soumis).

Fig. 27 - Schéma d'évolution dc la structure de Saint-Salvy.



Fig. 14 - Un exemple de brèche "béton" à structuration inteme en bandes et foliation fruste -Mine principale, chantier 53W.

Fig. 15 - Cartographie par krigeage dc l'accumulation en zinc pour la veine du toit de la mineprincipale [d'après D. Cassard étal. (1991), modifié].

Fig. 16 - Données relatives à la tectonique décrochante dextre et à son évolution.

Fig. 17 - Persistance de la tectonique décrochante dextre pendant la mise en place dc laminéralisation économique : mine principale, travers-banc d'accès au chantier 72W,tranche d'exploitation TO.

Fig. 18 - La sidérite I automorphe, déposée sur un ciaste schisteux à pyrite, et recouverte par lasphalerite II.

Fig. 19 - Brèche en cocardes où le quartz occupe une position équivalente à cellehabituellement tenue par la sidérite I.

Fig. 20 - Histogramme des teneurs en fer des sphalerites II de la mine de Saint-Salvy (d'aprèsdocuments inédits de MINEMET RECHERCHE).

Fig. 21 - Teneurs en éléments mineurs et trace des sphalerites II de Saint-Salvy, mineprincipale et mine du Rouquis (moyenne des analyses ICP/MS par ablation laser,BRGM).


Fig. 23 - La sidérite II.

Fig. 24 - La sphalerite III.

Fig. 25 - Compositions isotopiques du plomb dans le district de Saint-Salvy [d'après E.Marcoux ei Í7/. (1993)].

Fig. 26 - Les étapes de formation de la structure de Saint-Salvy et du champ filonien - Schémasinspirés de M. Moisy et al. (soumis).

Fig. 27 - Schéma d'évolution dc la structure de Saint-Salvy.



LISTE DES TABLEAUX

Tabl. 1 - Données statistiques relatives à la puissance minéralisée cumulée et à l'accumulationmétal (Zn) pour les veines du mur et du toit, dans différents secteurs du gisement[d'après D. Cassard et al. (1991)].

Tabl. 2 - Modélisation (par zones) de la structure spatiale des veines du toit ct du mur à partirdes ajustements des variogrammes dc la variable accumulation [d'après D. Cassard etal. (1991)].

Tabl. 3 - Calage chronologique des principaux événements relatifs à la création et à l'évolution dela structure de Saint-Salvy.

Tabl. 4 - Diagramme paragénétique du filon de Saint-Salvy.

Tabl. 5 - Analyses microsondc représentatives des sidéritcs I et II de Saint-Salvy, mine principaleet mine du Rouquis (extrait de E. Marcoux, 1989).

Tabl. 6 - Compositions isotopiques du plomb des minéralisations de Saint-Salvy. AnalysesBRGM/SGN/GCH.

Tabl. 7 - Analyses isotopiques du soufre 34 sur sphalerites provenant de la mine de Saint-Salvy.Analyses BRGM/SGN/GCH.

Tabl. 8 - Tableau synoptique des facteurs contrôlant la localisation du gisement et la répartitiondes minéralisations.

Rapport BRGM R 37628 GEO-SGN-93 8


LISTE DES TABLEAUX

Tabl. 1 - Données statistiques relatives à la puissance minéralisée cumulée et à l'accumulationmétal (Zn) pour les veines du mur et du toit, dans différents secteurs du gisement[d'après D. Cassard et al. (1991)].

Tabl. 2 - Modélisation (par zones) de la structure spatiale des veines du toit ct du mur à partirdes ajustements des variogrammes dc la variable accumulation [d'après D. Cassard etal. (1991)].

Tabl. 3 - Calage chronologique des principaux événements relatifs à la création et à l'évolution dela structure de Saint-Salvy.

Tabl. 4 - Diagramme paragénétique du filon de Saint-Salvy.

Tabl. 5 - Analyses microsondc représentatives des sidéritcs I et II de Saint-Salvy, mine principaleet mine du Rouquis (extrait de E. Marcoux, 1989).

Tabl. 6 - Compositions isotopiques du plomb des minéralisations de Saint-Salvy. AnalysesBRGM/SGN/GCH.

Tabl. 7 - Analyses isotopiques du soufre 34 sur sphalerites provenant de la mine de Saint-Salvy.Analyses BRGM/SGN/GCH.

Tabl. 8 - Tableau synoptique des facteurs contrôlant la localisation du gisement et la répartitiondes minéralisations.



AVERTISSEMENT

La synthèse présentée ¡ci a été réalisée dans le cadre du projet RPI 01 "Saint-Salvy" co-financépar les crédits de recherche du BRGM et par METALEUROP SA, et du projet de recherchescientifique CB 14 du BRGM. Elle a été rédigée dans une double optique. C'est à la fois lerapport final de la RPI 01 et le texte d'un article qui a été soumis à la Chronique de la RechercheMinière (publication scientifique n° 93040 du BRGM).

On trouvera en annexe de ce rapport une liste complète des travaux réalisés dans le cadre de laRPI 01 ( i.e. RPI 01, RPI 01 bis et RPI 01 ter). Ces documents ont été enregistrés sous le numérodc dossier S 127 ct sont consultables à la bibliothèque de Géologie structurale du DépartementSGN/GEO.



AVERTISSEMENT

La synthèse présentée ¡ci a été réalisée dans le cadre du projet RPI 01 "Saint-Salvy" co-financépar les crédits de recherche du BRGM et par METALEUROP SA, et du projet de recherchescientifique CB 14 du BRGM. Elle a été rédigée dans une double optique. C'est à la fois lerapport final de la RPI 01 et le texte d'un article qui a été soumis à la Chronique de la RechercheMinière (publication scientifique n° 93040 du BRGM).

On trouvera en annexe de ce rapport une liste complète des travaux réalisés dans le cadre de laRPI 01 ( i.e. RPI 01, RPI 01 bis et RPI 01 ter). Ces documents ont été enregistrés sous le numérodc dossier S 127 ct sont consultables à la bibliothèque de Géologie structurale du DépartementSGN/GEO.



1. INTRODUCTION

Le gisement de Saint-Salvy est situé à 12 km à l'est de Castres, dans le département du Tam. Lcfilon est adossé au flanc sud du massif granitique du Sidobre, qui jalonne la limite entrel'Albigeois au nord et la Montagne Noire au sud, à l'extrémité sud-ouest du Massif centralfrançais (fig. 1).

La connaissance du gîte filonien de Saint-Salvy a beaucoup progressé depuis les demiers travauxde synthèse de F. Fogliérini étal. (1980), réalisés à l'occasion du 26^'"^ Congrès GéologiqueIntemational. L'approfondissement des travaux miniers sur la mine principale et l'ouverture, àl'est dc la faille de Sardagne, de la mine du Rouquis et des chantiers dc Combe Maurcl,permettent de mieux appréhender la géométrie globale du gisement et apportent des infomiationsnouvelles sur son contexte géologique immédiat et sur l'organisation dc la minéralisation.Parallèlement, les travaux récents, menés notamment dans le cadre de plusieurs projets dcRecherche en Partenariat Industriel (RPI) entre le BRGM et Metaleurop et d'un projet derecherche scientifique du BRGM, permettent, grâce à la mise en oeuvre de techniques variées(minéralogie, géochimie, géophysique, géologie stmcturale, géostatistique), d'améliorer laconnaissance des mécanismes ct des paramètres contrôlant la mise en place (s.l.) de la minéralisa¬tion et d'expliquer certaines particularités du gisement telles que sa localisation et la répartitionspatiale de la minéralisation.

L'objectif de ce rapport est d'examiner les rôles des différents facteurs, lithologiques etrhéologiques, stmcturaux, paragénétiques, qui ont contrôlé le développement du gîte. Cet examens'appuiera tout d'abord sur une description préliminaire du gisement qui mettra l'accent sur leséléments nouveaux apportés par l'exploitation et par les études thématiques récentes ; il permettraensuite de proposer un modèle dynamique du gisement, dont l'utilisation sera discutée, en

particulier sous l'angle d'éventuelles applications aux prospections stratégique et tactique, voire à

l'exploitation de ce type dc gisement.

2. HISTORIQUE

En 1965, le BRGM découvre des indices d'oxydés de Pb-Zn le long de la grande stmcturefilonienne de Saint-Salvy. La prospection de ces indices aboutit en 1968 à la découverte d'ungisement de zinc.

De 1968 à 1973, un syndicat de recherche BRGM - Société Minière et Métallurgique dcPeñarroya réalise les premiers travaux d'exploration du gisement par sondages, puis par travauxminiers. Ces travaux démontrent l'existence d'un tonnage exploitable de 4 500 000 1 à 9 % Zn.

Dès 1973, la SMM Peñarroya (qui deviendra Metaleurop SA en 1988) poursuit seulel'exploration du gisement ct prend la décision de mise en exploitation. La mine entre en

production en décembre 1975, à un rythme dc 900 t/j.

Rapport BRGM R 37628 GEO-SGN-93 1 0


1. INTRODUCTION

Le gisement de Saint-Salvy est situé à 12 km à l'est de Castres, dans le département du Tam. Lcfilon est adossé au flanc sud du massif granitique du Sidobre, qui jalonne la limite entrel'Albigeois au nord et la Montagne Noire au sud, à l'extrémité sud-ouest du Massif centralfrançais (fig. 1).

La connaissance du gîte filonien de Saint-Salvy a beaucoup progressé depuis les demiers travauxde synthèse de F. Fogliérini étal. (1980), réalisés à l'occasion du 26^'"^ Congrès GéologiqueIntemational. L'approfondissement des travaux miniers sur la mine principale et l'ouverture, àl'est dc la faille de Sardagne, de la mine du Rouquis et des chantiers dc Combe Maurcl,permettent de mieux appréhender la géométrie globale du gisement et apportent des infomiationsnouvelles sur son contexte géologique immédiat et sur l'organisation dc la minéralisation.Parallèlement, les travaux récents, menés notamment dans le cadre de plusieurs projets dcRecherche en Partenariat Industriel (RPI) entre le BRGM et Metaleurop et d'un projet derecherche scientifique du BRGM, permettent, grâce à la mise en oeuvre de techniques variées(minéralogie, géochimie, géophysique, géologie stmcturale, géostatistique), d'améliorer laconnaissance des mécanismes ct des paramètres contrôlant la mise en place (s.l.) de la minéralisa¬tion et d'expliquer certaines particularités du gisement telles que sa localisation et la répartitionspatiale de la minéralisation.

L'objectif de ce rapport est d'examiner les rôles des différents facteurs, lithologiques etrhéologiques, stmcturaux, paragénétiques, qui ont contrôlé le développement du gîte. Cet examens'appuiera tout d'abord sur une description préliminaire du gisement qui mettra l'accent sur leséléments nouveaux apportés par l'exploitation et par les études thématiques récentes ; il permettraensuite de proposer un modèle dynamique du gisement, dont l'utilisation sera discutée, en

particulier sous l'angle d'éventuelles applications aux prospections stratégique et tactique, voire à

l'exploitation de ce type dc gisement.

2. HISTORIQUE

En 1965, le BRGM découvre des indices d'oxydés de Pb-Zn le long de la grande stmcturefilonienne de Saint-Salvy. La prospection de ces indices aboutit en 1968 à la découverte d'ungisement de zinc.

De 1968 à 1973, un syndicat de recherche BRGM - Société Minière et Métallurgique dcPeñarroya réalise les premiers travaux d'exploration du gisement par sondages, puis par travauxminiers. Ces travaux démontrent l'existence d'un tonnage exploitable de 4 500 000 1 à 9 % Zn.

Dès 1973, la SMM Peñarroya (qui deviendra Metaleurop SA en 1988) poursuit seulel'exploration du gisement ct prend la décision de mise en exploitation. La mine entre en

production en décembre 1975, à un rythme dc 900 t/j.



montagneN ^/ '

NOIRE ^

Bassin permiende

';!: Saint-Affrique .'..'.;;


Terrains sédimentaires datés : 1 = terrains post-hercyniens ; 2 = Permien indifféren¬cié ; 3 = Stéphanien ; 4 = terrains paléozoïques anté-stéphaniens ; 4A = domaine de lasédimentation carbonatée puis détritique du Dévonien et du Carbonifère inférieur ;

4B = domaine de la plate-forme carbonatée du Cambrien inférieur.Terrains sédimentaires d'âge protérozoïque terminal probable : 5 = schistes X etéquivalents ; 6 = metasédiments migmatitiques.7 = granites s>Ti-tectoniques (320-290 Ma) : A = Angles ; B = Brousses ; E =Escoussens ; F = Folat ; HV = Haut Vialais ; L = Lampy ; Ma = Martys ; Si =Sidobre ; So = Soulié ; 8 = granite migmatitique du Laôuzas (La ; 340 ± 22 Ma ?) ;

9 = granites et orthogneiss du Cambrien inférieur ; 10 = accident tangentiel ;

1 1 = accident transcurrent.



montagneN ^/ '

NOIRE ^

Bassin permiende

';!: Saint-Affrique .'..'.;;


Terrains sédimentaires datés : 1 = terrains post-hercyniens ; 2 = Permien indifféren¬cié ; 3 = Stéphanien ; 4 = terrains paléozoïques anté-stéphaniens ; 4A = domaine de lasédimentation carbonatée puis détritique du Dévonien et du Carbonifère inférieur ;

4B = domaine de la plate-forme carbonatée du Cambrien inférieur.Terrains sédimentaires d'âge protérozoïque terminal probable : 5 = schistes X etéquivalents ; 6 = metasédiments migmatitiques.7 = granites s>Ti-tectoniques (320-290 Ma) : A = Angles ; B = Brousses ; E =Escoussens ; F = Folat ; HV = Haut Vialais ; L = Lampy ; Ma = Martys ; Si =Sidobre ; So = Soulié ; 8 = granite migmatitique du Laôuzas (La ; 340 ± 22 Ma ?) ;

9 = granites et orthogneiss du Cambrien inférieur ; 10 = accident tangentiel ;

1 1 = accident transcurrent.



A la fin de 1990, sur 15 années de production, la mine aura foumi 2 793 370 t de minerai à1 1,7 % Zn et 547 300 t de concentrés contenant en moyenne 55 % Zn, 750 g/t Ge, 350 g/t Ag,0,6%PbetO,3%Cd.

3. CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL

Le gisement dc Saint-Salv>' est situé dans la partie occidentale de l'unité lithostmcturale cambro-silurienne des Monts de Lacaune (J. Guérangé-Lozes et J.P. Burg, 1990). La partie méridionalede cette unité, située entre le granite du Sidobre et le complexe migmatitique et orthogncissique de

la zone axiale de la Montagne Noire, correspond au "Synclinal de Boissezon", qui s'ennoie versl'ouest sous les dépôts tertiaires de la plaine de Castres (fig. 1 et 2).

3.1. SUCCESSION LITHOSTRATIGRAPHIQUE

Les terrains impliqués dans le "Synclinal dc Boissezon" sont essentiellement d'âge cambrien,atteignant exccptiormellement l'Ordovicien inférieur (J. Guérangé-Lozes, 1989). En l'absence de

terme équivalent à la formation détritique schisto-gréscuse dite des "grès de Marcory" (Kl) duversant sud de la Montagne Noire, la succession lithostratigraphique débute avec une formationcarbonatée (K2) dans laquelle est encaissé le filon de Saint-Salvy et qui comprend de bas en haut(fig. 3) :

- une série schisto-carbonatée (K2a), avec, à la base des calcaires noirs altemant avec des

schistes noirs ampéliteux, puis un ensemble de calcaires dolomitiques, bien représenté dans lesecteur de Cambounès, au sud-est de la mine ;

- une série noire schisto-gréso-carbonatée (K2b). Il s'agit d'une puissante série de schistes noirshomogènes contenant des résidus de matière organique, de la pyrite et, sporadiquement, des

concentrations de nodules phosphatés. Sa partie sommitalè se différencie par la présence de

bancs métriques de calcaire bleu plus ou moins dolomitisé et de niveaux décamétriques dcquartzites fms associés à des horizons pluri-décimétriques de nodules phosphatés. Cet ensemblese termine par des alternances millimétriques à centimétriques dc schistes, de grès fins noirs etde carbonates avec, localement, des grès clairs micacés (J. Halfon et A. Rosique, 1973).

Le coeur du "Synclinal de Boissezon" est occupé par les formations d'une série verte attribuées auCambrien moyen à supérieur (K3-6), avec dc bas en haut (J. Guérangé-Lozes, 1989) :

- une puissante formation monotone de schistes verts contenant d'abondants niveauxcarbonates d'épaisseur centimétrique et des bancs de calcaire blanc d'épaisseur décimétrique ;

- une formation schisto-gréseuse verte (K4-6), constituée d'une alternance de bancs dc grès finsmicacés verdâtres et d'interlits de schistes gris-verts.



A la fin de 1990, sur 15 années de production, la mine aura foumi 2 793 370 t de minerai à1 1,7 % Zn et 547 300 t de concentrés contenant en moyenne 55 % Zn, 750 g/t Ge, 350 g/t Ag,0,6%PbetO,3%Cd.

3. CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL

Le gisement dc Saint-Salv>' est situé dans la partie occidentale de l'unité lithostmcturale cambro-silurienne des Monts de Lacaune (J. Guérangé-Lozes et J.P. Burg, 1990). La partie méridionalede cette unité, située entre le granite du Sidobre et le complexe migmatitique et orthogncissique de

la zone axiale de la Montagne Noire, correspond au "Synclinal de Boissezon", qui s'ennoie versl'ouest sous les dépôts tertiaires de la plaine de Castres (fig. 1 et 2).

3.1. SUCCESSION LITHOSTRATIGRAPHIQUE

Les terrains impliqués dans le "Synclinal dc Boissezon" sont essentiellement d'âge cambrien,atteignant exccptiormellement l'Ordovicien inférieur (J. Guérangé-Lozes, 1989). En l'absence de

terme équivalent à la formation détritique schisto-gréscuse dite des "grès de Marcory" (Kl) duversant sud de la Montagne Noire, la succession lithostratigraphique débute avec une formationcarbonatée (K2) dans laquelle est encaissé le filon de Saint-Salvy et qui comprend de bas en haut(fig. 3) :

- une série schisto-carbonatée (K2a), avec, à la base des calcaires noirs altemant avec des

schistes noirs ampéliteux, puis un ensemble de calcaires dolomitiques, bien représenté dans lesecteur de Cambounès, au sud-est de la mine ;

- une série noire schisto-gréso-carbonatée (K2b). Il s'agit d'une puissante série de schistes noirshomogènes contenant des résidus de matière organique, de la pyrite et, sporadiquement, des

concentrations de nodules phosphatés. Sa partie sommitalè se différencie par la présence de

bancs métriques de calcaire bleu plus ou moins dolomitisé et de niveaux décamétriques dcquartzites fms associés à des horizons pluri-décimétriques de nodules phosphatés. Cet ensemblese termine par des alternances millimétriques à centimétriques dc schistes, de grès fins noirs etde carbonates avec, localement, des grès clairs micacés (J. Halfon et A. Rosique, 1973).

Le coeur du "Synclinal de Boissezon" est occupé par les formations d'une série verte attribuées auCambrien moyen à supérieur (K3-6), avec dc bas en haut (J. Guérangé-Lozes, 1989) :

- une puissante formation monotone de schistes verts contenant d'abondants niveauxcarbonates d'épaisseur centimétrique et des bancs de calcaire blanc d'épaisseur décimétrique ;

- une formation schisto-gréseuse verte (K4-6), constituée d'une alternance de bancs dc grès finsmicacés verdâtres et d'interlits de schistes gris-verts.


Io

CoVI

?OS

CïfnO

I

CoC)

toCo

Alluvions modernes

Argiles» graviers )f°|*",»,

Schistes veris«4.»

Q)

3"

:3

Ql

cb

n

<Cí'

3"n

a"

2

Q>

O

Co

Fig. 2 - Carte géologique générale du secteur étudié et localisation du champ filonien de Saint-Salvy. En encart, le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme de contact.

Io

CoVI

?OS

CïfnO

I

CoC)

toCo

Alluvions modernes

Argiles» graviers )f°|*",»,

Schistes veris«4.»

Q)

3"

:3

Ql

cb

n

<Cí'

3"n

a"

2

Q>

O

Co

Fig. 2 - Carte géologique générale du secteur étudié et localisation du champ filonien de Saint-Salvy. En encart, le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme de contact.

NNW UHTÍ oe NOALHAC - samtsalvy

Io

5)CoVI

?NjCO

Cï

I

CoCï=?toCo

Filon deSaintIÜ;-; M.l.can(FSS)

Filonm «nne>e

SOOBRE (Fa|400-

200-

0-

ÍOO-

NNW"'," Le Verdíer

Camp Sirven Im FSS Fa I xii,

400 "~ ""~"

SSEIW

Roe dePeyremaura

SYNCI.MAL OE OUZANES - PARTE W

SSECania Cahus

1 "^^'^^F'V^mmmm-^ \z ® ' BOUTONMÉRE CARSONATÍEOC CAIktBOUNÍS

" t^ } "?"""" La GarrigueFombaisJFçs p.aoo

400

200

o

'200

m

SOO

400 -

200

0

200

aoo

400-

200

0

200

SE I WNW

teloup

Combelirou

NWSAINT. SALVY Riva,

Ourencuaa MerveilleCAueoiMÎsDurenque

Le Cauaaa

NWVIALAVERT

Roc daBonnery Corbière

Orna i Ourandii

Camo dala Piano

CaunanLe Claua Bois du

PrinceSE

STNCLMAL OC OUZAMCS PARTE ORENTALE

aoo

400

200

- 0

- -200

m

aoo

400

- 200

0

- -200

- aoo

- 400'

200

- 0

--200

®

®

ir'.'f,'

r''->r»

m

- 400

- 200

200

CD

Ql

et)

ee>

3

Q>

o

^-3"

Q.m(0

rt).

t/»Q>

o

Co

Fig. 3 - Coupes sériées NW-SE à travers le "Sjnclinal de Boissezon". Pour la légende et lalocalisation des coupes, se reporter à la figure 2.

NNW UHTÍ oe NOALHAC - samtsalvy

Io

5)CoVI

?NjCO

Cï

I

CoCï=?toCo

Filon deSaintIÜ;-; M.l.can(FSS)

Filonm «nne>e

SOOBRE (Fa|400-

200-

0-

ÍOO-

NNW"'," Le Verdíer

Camp Sirven Im FSS Fa I xii,

400 "~ ""~"

SSEIW

Roe dePeyremaura

SYNCI.MAL OE OUZANES - PARTE W

SSECania Cahus

1 "^^'^^F'V^mmmm-^ \z ® ' BOUTONMÉRE CARSONATÍEOC CAIktBOUNÍS

" t^ } "?"""" La GarrigueFombaisJFçs p.aoo

400

200

o

'200

m

SOO

400 -

200

0

200

aoo

400-

200

0

200

SE I WNW

teloup

Combelirou

NWSAINT. SALVY Riva,

Ourencuaa MerveilleCAueoiMÎsDurenque

Le Cauaaa

NWVIALAVERT

Roc daBonnery Corbière

Orna i Ourandii

Camo dala Piano

CaunanLe Claua Bois du

PrinceSE

STNCLMAL OC OUZAMCS PARTE ORENTALE

aoo

400

200

- 0

- -200

m

aoo

400

- 200

0

- -200

- aoo

- 400'

200

- 0

--200

®

®

ir'.'f,'

r''->r»

m

- 400

- 200

200

CD

Ql

et)

ee>

3

Q>

o

^-3"

Q.m(0

rt).

t/»Q>

o

Co

Fig. 3 - Coupes sériées NW-SE à travers le "Sjnclinal de Boissezon". Pour la légende et lalocalisation des coupes, se reporter à la figure 2.


Dans la partie sommitalè de cette formation apparaissent des altemanccs millimétriques deschistes verts et de grès verts fins qui lui confèrent un aspect varvé ; cette demière séquencepourrait éventuellement être rapportée au Trémadocien basai (01a). Localement, des bancsdécimétriques de grès blanc sont interstratifiés dans cette formation, annonçant la formation des

grès quartzitiques blancs (Trémadocien (01b) probable) qui lui fait suite.

La série noire présente la particularité de contenir, dans sa partie sommitalè, et plusparticulièrement dans les parties détritiques des alternances terminales (L. Barbanson, 1979 ;

Y.D. Kim, 1985 ; J. Guérangé-Lozes, 1989) des minéralisations stratiformes à sphalerite. Ces

demières seraient un équivalent latéral probable de celles connues aux mêmes niveauxstratigraphiques dans les écailles des Monts de l'est de Lacaune (A.G. Michard, 1990). Ces

disséminations stratiformes non économiques, ont parfois été considérées comme la source des

minéralisations filoniennes. Ce point, très discuté, sera abordé dans le § 7 - Géochimie isotopiquedu plomb et du soufre (cf. infra).

3.2. TECTONIQUE VARISQUE

Les formations encaissant la stmcture de Saint-Salvy ont enregistré plusieurs phases dcdéformation (P. Béziat, 1973) qui présentent des équivalents régionaux (J.L. Blés et al, 1982 ;

J.P. Bard et J. Loueyit, 1978 ; J. Guérangé-Lozes, 1987 ; J. Guérangé-Lozes et J.P. Burg, 1990).L'étude stmcturale met cn évidence la superposition de quatre épisodes de déformation dans lesecteur de la mine de Saint-Salvy.

Les deux premiers épisodes, Dl et D2, correspondent aux "phases" varisques précoces, en liaisonavec la tectonique de nappe régionale et les écaillages. La défonnation Dl se matérialise par des

plis isoclinaux couchés d'axe NNE-SSW et une schistosité de flux synmétamorphe (SI), cngénéral parallèle à la stratification (SO). Les éléments géométriques liés à cette déformation sonten partie oblitérés par les déformations suivantes. La déformation majeure D2 débute par unserrage N-S, puis évolue vers un glissement tangentiel engendrant des plis isoclinaux. Ceci sctraduit par la présence de plis semblables droits, déjetés ou couchés, d'axe E-W à N 60° E etdéversés vers le sud. La schistosité S2 de crénulation - dissolution transpose les plans SO-Sl ;

c'est une forte surface d'anisotropie, correspondant à un plan de débit généralement bien exprimé.Le synclinal de Boissezon, d'axe N 60° E, est attribuable à cet épisode de déformation. Il accuseune dissymétrie générale avec un flanc nord très redressé le long du granite du Sidobre (75° SE)ct un flanc sud à pendage plus faible ct régulier (50° NW) jusqu'au contact tectonique quiremonte le socle métamorphique de la Montagne Noire.

Les deux demiers épisodes, D3 et D4, sont classiquement rattachés aux "phases" varisquestardives. Les effets de l'épisode de déformation D3 sont surtout visibles cn mine, suggérant qu'ilexiste un lien entre cet épisode et la proximité du granite du Sidobre. Les marques dc ladéformation 04, mineures au niveau de la mine, sont surtout visibles en surface, au sud dugranite du Sidobre. La déformation D3 se marque par des plis droits ouverts, de taille métrique etd'axe très proche de l'azimut des plans S2. Ces plis à plan axial faiblement pente sont marquéspar des ondulations de la schistosité S2 et s'accompagnent d'une schistosité S3 de pli-fracture en

chevrons, très fmste et faiblement pentée vers le sud-est d'une trentaine de degrés. Ladéformation D4 correspond à un serrage E-W donnant des plis conjugués auxquels sont liées des

zones de cisaillement. Les plis P4 ont une direction générale moyenne N-S et s'accompagnent



Dans la partie sommitalè de cette formation apparaissent des altemanccs millimétriques deschistes verts et de grès verts fins qui lui confèrent un aspect varvé ; cette demière séquencepourrait éventuellement être rapportée au Trémadocien basai (01a). Localement, des bancsdécimétriques de grès blanc sont interstratifiés dans cette formation, annonçant la formation des

grès quartzitiques blancs (Trémadocien (01b) probable) qui lui fait suite.

La série noire présente la particularité de contenir, dans sa partie sommitalè, et plusparticulièrement dans les parties détritiques des alternances terminales (L. Barbanson, 1979 ;

Y.D. Kim, 1985 ; J. Guérangé-Lozes, 1989) des minéralisations stratiformes à sphalerite. Ces

demières seraient un équivalent latéral probable de celles connues aux mêmes niveauxstratigraphiques dans les écailles des Monts de l'est de Lacaune (A.G. Michard, 1990). Ces

disséminations stratiformes non économiques, ont parfois été considérées comme la source des

minéralisations filoniennes. Ce point, très discuté, sera abordé dans le § 7 - Géochimie isotopiquedu plomb et du soufre (cf. infra).

3.2. TECTONIQUE VARISQUE

Les formations encaissant la stmcture de Saint-Salvy ont enregistré plusieurs phases dcdéformation (P. Béziat, 1973) qui présentent des équivalents régionaux (J.L. Blés et al, 1982 ;

J.P. Bard et J. Loueyit, 1978 ; J. Guérangé-Lozes, 1987 ; J. Guérangé-Lozes et J.P. Burg, 1990).L'étude stmcturale met cn évidence la superposition de quatre épisodes de déformation dans lesecteur de la mine de Saint-Salvy.

Les deux premiers épisodes, Dl et D2, correspondent aux "phases" varisques précoces, en liaisonavec la tectonique de nappe régionale et les écaillages. La défonnation Dl se matérialise par des

plis isoclinaux couchés d'axe NNE-SSW et une schistosité de flux synmétamorphe (SI), cngénéral parallèle à la stratification (SO). Les éléments géométriques liés à cette déformation sonten partie oblitérés par les déformations suivantes. La déformation majeure D2 débute par unserrage N-S, puis évolue vers un glissement tangentiel engendrant des plis isoclinaux. Ceci sctraduit par la présence de plis semblables droits, déjetés ou couchés, d'axe E-W à N 60° E etdéversés vers le sud. La schistosité S2 de crénulation - dissolution transpose les plans SO-Sl ;

c'est une forte surface d'anisotropie, correspondant à un plan de débit généralement bien exprimé.Le synclinal de Boissezon, d'axe N 60° E, est attribuable à cet épisode de déformation. Il accuseune dissymétrie générale avec un flanc nord très redressé le long du granite du Sidobre (75° SE)ct un flanc sud à pendage plus faible ct régulier (50° NW) jusqu'au contact tectonique quiremonte le socle métamorphique de la Montagne Noire.

Les deux demiers épisodes, D3 et D4, sont classiquement rattachés aux "phases" varisquestardives. Les effets de l'épisode de déformation D3 sont surtout visibles cn mine, suggérant qu'ilexiste un lien entre cet épisode et la proximité du granite du Sidobre. Les marques dc ladéformation 04, mineures au niveau de la mine, sont surtout visibles en surface, au sud dugranite du Sidobre. La déformation D3 se marque par des plis droits ouverts, de taille métrique etd'axe très proche de l'azimut des plans S2. Ces plis à plan axial faiblement pente sont marquéspar des ondulations de la schistosité S2 et s'accompagnent d'une schistosité S3 de pli-fracture en

chevrons, très fmste et faiblement pentée vers le sud-est d'une trentaine de degrés. Ladéformation D4 correspond à un serrage E-W donnant des plis conjugués auxquels sont liées des

zones de cisaillement. Les plis P4 ont une direction générale moyenne N-S et s'accompagnent



d'une schistosité S4 dc fracture dans les niveaux gréseux et de crénulation ou de strain-slip dansles niveaux plus pélitiques.

3.3. METAMORPHISME ET PLUTONISME - RELATIONS AVEC LESDEFORMATIONS

Le granite du Sidobre aflHeure sous la forme d'une masse elliptique d'axe NE-SW dont la partieouest s'ennoie sous le recouvrement éocène (fig. 2). U présente un noyau granodioritique àdifférenciations corticales monzonitiques (A. Borrel, 1978).

L'étude des relations entre les stmctures intemes du batholitc et les stmctures de l'encaissantmontre que le granite du Sidobre est un granite sjTitectonique mis en place dans un régimecisaillant transcurrent (C. Castaing et al., 1993). Les trajectoires des plans de foliation intemes(A. Borrel, 1978) ainsi que le tracé des linéations déterminées à partir des mesures d'anisotropiedc susceptibilité magnétique (ASM) sur les biotites (M. Moisy el al., 1992) dessinent des figuressigmoïdes caractéristiques d'un cisaillement dextre (fig. 4a). Les foliations intra-batholitiqucsprésentent également une bonne continuité géométrique avec la schistosité majeure de l'encaissant(G. Acuana-Sorriaux, 1981). Cette stmcturation et la présence de point triple de schistosité (unseul visible, à l'extrémité NE du granite) sont caractéristiques des figures d'interférence obtenuesentre le gonflement d'un pluton ("ballooning") et un cisaillement transcurrent d'ampleur régionale(P. Ledm et J.P. Bmn, 1977 ; J.P. Bmn et J. Pons, 1981 a-b ; J.L. Lagarde et ai, 1990 ;

C. Castaing etN. Debeglia, 1992).

Le granite du Sidobre est parcoum par un essaim dc dykes d'aplo-pegmatite, dont l'orientation estremarquablement réglée selon la direction WNW-ESE (A. Borrel, 1978) (fig. 4b). Ces injections,guidées par le développement et l'ouverture de zones en tension, indiquent que la déformation se

poursuit au-delà dc la transition ductile-fragile avec la même cinématique transcurrcnte dextre.

Sur sa périphérie, dans les schistes noirs, les injections de type aplite ou aplo-pegmatite sontrelativement fréquentes. Dans le secteur de la mine, elles se développent avec une certaineintensité et déterminent plusieurs lames d'extension pluri-hcctométrique, pour des puissancespluri-décamétriques.

Deux types de lames d'aplo-pegmatite sont observables au mur du filon de la mine principale(fig. 5) : des aplites s.l. dites "concordantes", qui s'intercalent plus ou moins en concordancesuivant la schistosité principale S2 et des dykes d'aplo-pegmatite subverticaux et étroits,recoupant les aplites précédentes. Ces dykes sont eux-mêmes recoupés par la stmcture filoniennede Saint-Salvy.

Le contact méridional batholite encaissant, n'est jamais visible, mais il est probable qu'il soitsubvertical, en accord avec l'attitude générale du flanc nord de la synforme régionale. Lesmodélisations effectuées à partir de profils MAG réalisés sur l'extension ouest de la stmcture dcSaint-Salvy (J. Corpel, 1993), confirment cette interprétation ct indiquent qu'en profondeur,vraisemblablement au-delà de 400 m, le contact acquiert un pendage nord de l'ordre dc 60 à 70°.



d'une schistosité S4 dc fracture dans les niveaux gréseux et de crénulation ou de strain-slip dansles niveaux plus pélitiques.

3.3. METAMORPHISME ET PLUTONISME - RELATIONS AVEC LESDEFORMATIONS

Le granite du Sidobre aflHeure sous la forme d'une masse elliptique d'axe NE-SW dont la partieouest s'ennoie sous le recouvrement éocène (fig. 2). U présente un noyau granodioritique àdifférenciations corticales monzonitiques (A. Borrel, 1978).

L'étude des relations entre les stmctures intemes du batholitc et les stmctures de l'encaissantmontre que le granite du Sidobre est un granite sjTitectonique mis en place dans un régimecisaillant transcurrent (C. Castaing et al., 1993). Les trajectoires des plans de foliation intemes(A. Borrel, 1978) ainsi que le tracé des linéations déterminées à partir des mesures d'anisotropiedc susceptibilité magnétique (ASM) sur les biotites (M. Moisy el al., 1992) dessinent des figuressigmoïdes caractéristiques d'un cisaillement dextre (fig. 4a). Les foliations intra-batholitiqucsprésentent également une bonne continuité géométrique avec la schistosité majeure de l'encaissant(G. Acuana-Sorriaux, 1981). Cette stmcturation et la présence de point triple de schistosité (unseul visible, à l'extrémité NE du granite) sont caractéristiques des figures d'interférence obtenuesentre le gonflement d'un pluton ("ballooning") et un cisaillement transcurrent d'ampleur régionale(P. Ledm et J.P. Bmn, 1977 ; J.P. Bmn et J. Pons, 1981 a-b ; J.L. Lagarde et ai, 1990 ;

C. Castaing etN. Debeglia, 1992).

Le granite du Sidobre est parcoum par un essaim dc dykes d'aplo-pegmatite, dont l'orientation estremarquablement réglée selon la direction WNW-ESE (A. Borrel, 1978) (fig. 4b). Ces injections,guidées par le développement et l'ouverture de zones en tension, indiquent que la déformation se

poursuit au-delà dc la transition ductile-fragile avec la même cinématique transcurrcnte dextre.

Sur sa périphérie, dans les schistes noirs, les injections de type aplite ou aplo-pegmatite sontrelativement fréquentes. Dans le secteur de la mine, elles se développent avec une certaineintensité et déterminent plusieurs lames d'extension pluri-hcctométrique, pour des puissancespluri-décamétriques.

Deux types de lames d'aplo-pegmatite sont observables au mur du filon de la mine principale(fig. 5) : des aplites s.l. dites "concordantes", qui s'intercalent plus ou moins en concordancesuivant la schistosité principale S2 et des dykes d'aplo-pegmatite subverticaux et étroits,recoupant les aplites précédentes. Ces dykes sont eux-mêmes recoupés par la stmcture filoniennede Saint-Salvy.

Le contact méridional batholite encaissant, n'est jamais visible, mais il est probable qu'il soitsubvertical, en accord avec l'attitude générale du flanc nord de la synforme régionale. Lesmodélisations effectuées à partir de profils MAG réalisés sur l'extension ouest de la stmcture dcSaint-Salvy (J. Corpel, 1993), confirment cette interprétation ct indiquent qu'en profondeur,vraisemblablement au-delà de 400 m, le contact acquiert un pendage nord de l'ordre dc 60 à 70°.



tN

ROQUECOURBE

(b)3 km

Z]1 [Sl2 |M|3 1^4 [^5 1^6 ^^7b

Fig. 4 - Mise en place syntcctonique du granite du Sidobre [1] dans un régime transcurrentdextre [2] : (a) carte des trajectoires des plans de foliation intemes [3a], des linéationsdéterminées par des mesures de l'ASM sur les biotites [3b] et des schistosités del'encaissant [4] ; (b) transition ductile-fragile, mise en place de l'essaim de dykesd'aplo-pegmatite [5] et création de la zone de cisaillement dc Saint-Salvy [6].Localisation du futur champ filonien [7]. [3a] et [5] d'après A. Borrel (1978), [3b]d'après M. Moisy étal. (1992) et [4] d'après G. Acuana-Sorriaux (1981).



tN

ROQUECOURBE

(b)3 km

Z]1 [Sl2 |M|3 1^4 [^5 1^6 ^^7b

Fig. 4 - Mise en place syntcctonique du granite du Sidobre [1] dans un régime transcurrentdextre [2] : (a) carte des trajectoires des plans de foliation intemes [3a], des linéationsdéterminées par des mesures de l'ASM sur les biotites [3b] et des schistosités del'encaissant [4] ; (b) transition ductile-fragile, mise en place de l'essaim de dykesd'aplo-pegmatite [5] et création de la zone de cisaillement dc Saint-Salvy [6].Localisation du futur champ filonien [7]. [3a] et [5] d'après A. Borrel (1978), [3b]d'après M. Moisy étal. (1992) et [4] d'après G. Acuana-Sorriaux (1981).


IQ

Cï

CoVICî)MCD

Cï

3CoCï^toCo

Inlarsactionfilon annexa

lilon de Saint-Salvy

Expansion quartieuse

® 4ai

CombeMaural

MALACAN -*

^ Failles (Fa a Fd) 7

Limite est de l'expansion quartieuse

^ ----'' Limite supérieure de l'intarfilonien (espace entre vaine du toit et vaine du mur)

. .'*''' Intersection du (ilon annexe avec le filon de Saint- Salvy

200 m

Briche quartieuse

Aplo-pegmaiiies j concordantes : AC' sécantes : AS

S ',':i',.n Panneaux minéralisés exploités

«iij__^». Oescenderias, tracagaa hora filon (THF), cheminéaa.N13S Niveau 135

72W Chantier 72W

(Â) 1 (^ Localisation des sections sub-méridiennes de la figure 8b

Q]

3"

Ql

ea

n

b5"n

n

o

à-3-n

§t/t

a"ru.

Fig. 5 - Coupe longitudinale développée du filon de Saint-Salvy, avec représentation des

stmctures situées au mur du filon.

Ql

CO

IQ

Cï

CoVICî)MCD

Cï

3CoCï^toCo

Inlarsactionfilon annexa

lilon de Saint-Salvy

Expansion quartieuse

® 4ai

CombeMaural

MALACAN -*

^ Failles (Fa a Fd) 7

Limite est de l'expansion quartieuse

^ ----'' Limite supérieure de l'intarfilonien (espace entre vaine du toit et vaine du mur)

. .'*''' Intersection du (ilon annexe avec le filon de Saint- Salvy

200 m

Briche quartieuse

Aplo-pegmaiiies j concordantes : AC' sécantes : AS

S ',':i',.n Panneaux minéralisés exploités

«iij__^». Oescenderias, tracagaa hora filon (THF), cheminéaa.N13S Niveau 135

72W Chantier 72W

(Â) 1 (^ Localisation des sections sub-méridiennes de la figure 8b

Q]

3"

Ql

ea

n

b5"n

n

o

à-3-n

§t/t

a"ru.

Fig. 5 - Coupe longitudinale développée du filon de Saint-Salvy, avec représentation des

stmctures situées au mur du filon.

Ql

CO


Une auréole métamorphique continue, dc puissance variable (fig. 2), ceinture le batholite. Sur leflanc sud, cette auréole, composée de schistes noirs silicifiés à andalousitc, avec localement des

comécnncs à grenat, idocrase et diopsidc ou des niveaux à trémolite, actinote et talc (A. Borrel,1978), n'est généralement présente qu'au mur du filon ; sa largeur passe de 150 m au niveau dc lamine, à plus de 400 m vers l'est, dans le secteur de Ferrières-Guior. Au sud du filon (côté toit), iln'y a pratiquement plus de faciès de métamorphisme dc contact et les aplites y sont à la fois trèsrares et d'épaisseur réduite.

L'âge de cristallisation du granite du Sidobre^ a été estimé à 285 ± 13 Ma (Rb/Sr - roche totale)par J. Hamet et CJ. Allègre (1976). Cet âge radiométrique a été recalculé par M. Démange(1982) à partir des données de J. Hamet (1975) en utilisant la nouvelle constante X^7 ri, = j 42 .

10-11 an-1 (R.H. Stciger ct E. Jàger, 1977) ; l'âge obtenu est alors dc 281 ± 36 Ma. Lesdonnées ^Âr-^Âr sont plus précises, avec un âge plateau de 295 ± 4 Ma pour les biotites et unâge équivalent de 297 ± 4 Ma pour les feldspaths potassiques (F. Albarèdc et al., 1978 ;

S. Costa, 1990), c'est-à-dire fmi-Stéphanien dans l'échelle numérique des temps géologiques dcG.S.OdinetC.Odin(1990).

La mise en place du granite du Sidobre peut être calée précisément par rapport aux différentsépisodes de déformation souple (P. Béziat, 1973 ; D. Cassard et Y. Gros, 1989). Dans lesschistes noirs affectés par le métamorphisme de contact, les andalousites sont nettement orientéesdans la schistosité S2 ; cn revanche, la matière phylliteuse remplaçant quelquefois ces cristaux estdéformée par des kink-bands N-S parallèles à l'axe de la déformation D4. Les biotites, généréespar le métamorphisme dc contact et allongées dans la schistosité S2, sont déformées par les

chevrons de la déformation D3. Les plis P3 sont recoupés par les aplites ct les aplo-pegmatitesqui représentent les demiers stades du magmatisme lié à la mise en place du granite du Sidobre.

Ces données suggèrent que la déformation D3 est contemporaine de la mise cn place du granite.L'orientation spatiale de la schistosité S3 en chevrons indique que cette demière s'est formée dansun régime de contraintes dans lequel, la contrainte principale maximale était assez proche de laverticale. Une telle disposition est compatible avec un régime dc contraintes local lié à la mise enplace du granite et rendrait bien compte de l'amortissement rapide de cette déformation cns'éloignant du granite.

Le schéma d'évolution suivant peut être proposé : la mise en place du granite du Sidobre estprécédée par un dôme thermique qui développe une auréole dc métamorphisme dc contact, avecapparition d'andalousite et de biotite orientées dans la schistosité S2. La mise cn place du graniteintervient au cours de la déformation D3. La stmcture de Saint-Salvy qui recoupe les aplites estpostérieure à cet épisode dc déformation.

^ La datation Rb/Sr sur biotites de Y. Vialette (1962) qui donne un âge de 301 ± 4 Ma (311 Ma -recalculé en utilisant la nouvelle constante ; Vialette, 1973), n'a pas été retenue car il s'agit d'unevaleur moyenne calculée sur différents faciès ayant des âges compris entre 315 ± 7 Ma (faciès clair)et 293 ± 10 Ma (faciès sombre).



Une auréole métamorphique continue, dc puissance variable (fig. 2), ceinture le batholite. Sur leflanc sud, cette auréole, composée de schistes noirs silicifiés à andalousitc, avec localement des

comécnncs à grenat, idocrase et diopsidc ou des niveaux à trémolite, actinote et talc (A. Borrel,1978), n'est généralement présente qu'au mur du filon ; sa largeur passe de 150 m au niveau dc lamine, à plus de 400 m vers l'est, dans le secteur de Ferrières-Guior. Au sud du filon (côté toit), iln'y a pratiquement plus de faciès de métamorphisme dc contact et les aplites y sont à la fois trèsrares et d'épaisseur réduite.

L'âge de cristallisation du granite du Sidobre^ a été estimé à 285 ± 13 Ma (Rb/Sr - roche totale)par J. Hamet et CJ. Allègre (1976). Cet âge radiométrique a été recalculé par M. Démange(1982) à partir des données de J. Hamet (1975) en utilisant la nouvelle constante X^7 ri, = j 42 .

10-11 an-1 (R.H. Stciger ct E. Jàger, 1977) ; l'âge obtenu est alors dc 281 ± 36 Ma. Lesdonnées ^Âr-^Âr sont plus précises, avec un âge plateau de 295 ± 4 Ma pour les biotites et unâge équivalent de 297 ± 4 Ma pour les feldspaths potassiques (F. Albarèdc et al., 1978 ;

S. Costa, 1990), c'est-à-dire fmi-Stéphanien dans l'échelle numérique des temps géologiques dcG.S.OdinetC.Odin(1990).

La mise en place du granite du Sidobre peut être calée précisément par rapport aux différentsépisodes de déformation souple (P. Béziat, 1973 ; D. Cassard et Y. Gros, 1989). Dans lesschistes noirs affectés par le métamorphisme de contact, les andalousites sont nettement orientéesdans la schistosité S2 ; cn revanche, la matière phylliteuse remplaçant quelquefois ces cristaux estdéformée par des kink-bands N-S parallèles à l'axe de la déformation D4. Les biotites, généréespar le métamorphisme dc contact et allongées dans la schistosité S2, sont déformées par les

chevrons de la déformation D3. Les plis P3 sont recoupés par les aplites ct les aplo-pegmatitesqui représentent les demiers stades du magmatisme lié à la mise en place du granite du Sidobre.

Ces données suggèrent que la déformation D3 est contemporaine de la mise cn place du granite.L'orientation spatiale de la schistosité S3 en chevrons indique que cette demière s'est formée dansun régime de contraintes dans lequel, la contrainte principale maximale était assez proche de laverticale. Une telle disposition est compatible avec un régime dc contraintes local lié à la mise enplace du granite et rendrait bien compte de l'amortissement rapide de cette déformation cns'éloignant du granite.

Le schéma d'évolution suivant peut être proposé : la mise en place du granite du Sidobre estprécédée par un dôme thermique qui développe une auréole dc métamorphisme dc contact, avecapparition d'andalousite et de biotite orientées dans la schistosité S2. La mise cn place du graniteintervient au cours de la déformation D3. La stmcture de Saint-Salvy qui recoupe les aplites estpostérieure à cet épisode dc déformation.

^ La datation Rb/Sr sur biotites de Y. Vialette (1962) qui donne un âge de 301 ± 4 Ma (311 Ma -recalculé en utilisant la nouvelle constante ; Vialette, 1973), n'a pas été retenue car il s'agit d'unevaleur moyenne calculée sur différents faciès ayant des âges compris entre 315 ± 7 Ma (faciès clair)et 293 ± 10 Ma (faciès sombre).



4 - GEOMETRIE DU GISEMENT

Le gisement de Saint-Salvy correspond au filon le plus septentrional d'un champ filonien orientéglobalement ENE-WSW à NE-SW (fig. 2). Ce champ, qui dessine un éventail ouvert vers l'ouest,tend à se pincer vers le nord-est et disparaît bmtalement, probablement au niveau d'un accidentsitué dans le prolongement d'un contact bordier du granite du Sidobre. Seul le filon de

Saint-Salvy se prolonge au delà de cet accident.

4.1. GEOMETRIE GENERALE DU FILON

Le gisement de Saint-Salvy se place dans une importante stmcture filonienne qui se développeparallèlement à la bordure sud du granite du Sidobre. Son extension reconnue est de 9 km entre lerecouvrement éocène à l'ouest ct la vallée de l'Agout à l'est. Dans sa moitié occidentale, jusqu'auvillage de Saint-Salvy, le filon s'infléchit selon la courbure du granite, passant de N 90° E à N55° E vers l'est. Le filon se situe alors à 150 m au sud du granite. Dans sa moitié orientale, lefilon conserve une orientation N 55° E ct s'écarte de la bordure du granite qui s'oriente selon unedirection N 30° E.

Le penciage du filon oscille entre 75° S et 85° S sur les 3 km reconnus par les travaux miniers.Sur les prolongements latéraux, le pendage tend à devenir plus faible. Ceci est particulièrementnet à l'est (0ms - Caria), où des valeurs de l'ordre de 60° S sont relevées. A l'ouest (Lavergne), lependage oscille entre 70 et 75° S. Ce secteur présente en outre une autre particularité : ce n'estplus le filon de Saint-Salvy qui est adossé contre le batholite du Sidobre, mais un autre filon, dit"filon annexe". Dans l'ensemble des travaux miniers, le filon annexe est toujours situé au sud dufilon de Saint-Salvy (fig. 2 et 6) ; il ne porte pas de minéralisation économique et a un pendagesud plus faible que celui du filon de Saint-Salvy (50 à 55° S). Vers l'ouest, le filon annexes'incurve et sc rapproche du filon de Saint-Salvy. Dans la zone de convergence des deux filons se

développe un important corps siliceux, "l'expansion quartzeuse" (fig. 6), qui marque la limite Wde la mine principale. Au delà, le filon annexe vient plus ou moins se confondre avec le filon deSaint-Salvy sur environ 1500 m, puis se re-individualise entre Malacan et Lavergne pours'intercaler entre ce demier et le granite. La recherche, par sondages, d'une éventuelleminéralisation économique dans l'extension W du filon de Saint-Salvy a pris en compte cettegéométrie particulière. Le filon de Saint-Salvy, toujours pente à 75° S, demeure la stmcturemajeure avec une puissance supérieure à 20 m ; le filon annexe, de puissance infra-décamétriqucet pcnté en moyenne à 50-55° S, est localement faiblement minéralisé en Zn ct ne paraît pasprésenter d'intérêt économique.

La puissance du filon de Saint-Salvy varie entre 15 ct 60 m. Cet écart correspond à ceuxenregistrés le long des 9 km de stmcture et se traduit par des successions de renflements ctd'amincissements qui affectent la totalité du contenu filonien.



4 - GEOMETRIE DU GISEMENT

Le gisement de Saint-Salvy correspond au filon le plus septentrional d'un champ filonien orientéglobalement ENE-WSW à NE-SW (fig. 2). Ce champ, qui dessine un éventail ouvert vers l'ouest,tend à se pincer vers le nord-est et disparaît bmtalement, probablement au niveau d'un accidentsitué dans le prolongement d'un contact bordier du granite du Sidobre. Seul le filon de

Saint-Salvy se prolonge au delà de cet accident.

4.1. GEOMETRIE GENERALE DU FILON

Le gisement de Saint-Salvy se place dans une importante stmcture filonienne qui se développeparallèlement à la bordure sud du granite du Sidobre. Son extension reconnue est de 9 km entre lerecouvrement éocène à l'ouest ct la vallée de l'Agout à l'est. Dans sa moitié occidentale, jusqu'auvillage de Saint-Salvy, le filon s'infléchit selon la courbure du granite, passant de N 90° E à N55° E vers l'est. Le filon se situe alors à 150 m au sud du granite. Dans sa moitié orientale, lefilon conserve une orientation N 55° E ct s'écarte de la bordure du granite qui s'oriente selon unedirection N 30° E.

Le penciage du filon oscille entre 75° S et 85° S sur les 3 km reconnus par les travaux miniers.Sur les prolongements latéraux, le pendage tend à devenir plus faible. Ceci est particulièrementnet à l'est (0ms - Caria), où des valeurs de l'ordre de 60° S sont relevées. A l'ouest (Lavergne), lependage oscille entre 70 et 75° S. Ce secteur présente en outre une autre particularité : ce n'estplus le filon de Saint-Salvy qui est adossé contre le batholite du Sidobre, mais un autre filon, dit"filon annexe". Dans l'ensemble des travaux miniers, le filon annexe est toujours situé au sud dufilon de Saint-Salvy (fig. 2 et 6) ; il ne porte pas de minéralisation économique et a un pendagesud plus faible que celui du filon de Saint-Salvy (50 à 55° S). Vers l'ouest, le filon annexes'incurve et sc rapproche du filon de Saint-Salvy. Dans la zone de convergence des deux filons se

développe un important corps siliceux, "l'expansion quartzeuse" (fig. 6), qui marque la limite Wde la mine principale. Au delà, le filon annexe vient plus ou moins se confondre avec le filon deSaint-Salvy sur environ 1500 m, puis se re-individualise entre Malacan et Lavergne pours'intercaler entre ce demier et le granite. La recherche, par sondages, d'une éventuelleminéralisation économique dans l'extension W du filon de Saint-Salvy a pris en compte cettegéométrie particulière. Le filon de Saint-Salvy, toujours pente à 75° S, demeure la stmcturemajeure avec une puissance supérieure à 20 m ; le filon annexe, de puissance infra-décamétriqucet pcnté en moyenne à 50-55° S, est localement faiblement minéralisé en Zn ct ne paraît pasprésenter d'intérêt économique.

La puissance du filon de Saint-Salvy varie entre 15 ct 60 m. Cet écart correspond à ceuxenregistrés le long des 9 km de stmcture et se traduit par des successions de renflements ctd'amincissements qui affectent la totalité du contenu filonien.


Itao

ta3jO

ajCoVIa>k>co

CÏ

5CoCï

I

(oto

Ql3"

inQl

t/l

n73

Ql

«3"3-01

to

3rOs

5£»Ql

o

(o

No

Fig. 6 - Vues en plan du filon dc Saint-Salvy aux niveaux 319, 259, 197 ct 135 de la mineprincipale. Localisation des différents corps aplitiques au mur de la stmcturefilonienne et de l'expansion quartzeuse dans la zone de convergence avec le filonannexe. Ce demier, puissant seulement de quelques mètres, est figuré par un simpletrait. D'après document SMM Peñarroya inédit de 1981, réactualisé.

Itao

ta3jO

ajCoVIa>k>co

CÏ

5CoCï

I

(oto

Ql3"

inQl

t/l

n73

Ql

«3"3-01

to

3rOs

5£»Ql

o

(o

No

Fig. 6 - Vues en plan du filon dc Saint-Salvy aux niveaux 319, 259, 197 ct 135 de la mineprincipale. Localisation des différents corps aplitiques au mur de la stmcturefilonienne et de l'expansion quartzeuse dans la zone de convergence avec le filonannexe. Ce demier, puissant seulement de quelques mètres, est figuré par un simpletrait. D'après document SMM Peñarroya inédit de 1981, réactualisé.


4.2. COMPOSITION DU FILON

La stmcture filonienne (ou filon) correspond à une puissante zone dc cisaillement. Elle est limitéeau toit et au mur par des discontinuités tectoniques majeures, appelées respectivement "faille dutoit" et "faille du mur" (fig. 7).

La zone des travaux miniers (mine principale et mine du Rouquis dite "le Rouquis") se développesur 3000 m d'extension longitudinale, dans un segment de caisse filonienne dont l'orientation variede N 85° E (mine principale) à N 65° E (le Rouquis). Dans la mine, le filon est reconnu jusqu'à lacote - 150, soit sur près de 600 m de profondeur.

La minéralisation se concentre exclusivement dans des zones d'ouverture relativement rectilignesou curvilignes d'allure sigmoïde qui se positionnent dc façon variable à l'intérieur de la stmcturefilonienne (fig. 7). L'ouverture située au mur de la stmcture (coté nord) est appelée veine du murpar les mineurs, celle située au toit (coté sud), veine du toit. Il arrive, localement, que l'une oul'autre de ces veines se dédouble. C'est par exemple le cas au chantier 62 W (fig. 5) pour la veinedu mur et au 64W pour la veine du toit. La veine du mur, lorsqu'elle existe, est toujours située aumur de la stmcture. En revanche, la veine du toit occupe une position variable au sein de la caissefilonienne : les zones de convergence des deux veines étant généralement situées au mur de lastmcture filonienne, c'est la veine du toit qui s'incurve et rejoint le mur de la stmcture. Dans ces

zones de convergence, la continuité de la veine du toit apparaît très supérieure à celle de la veinedu mur ; ceci amène à admettre que, dans ce cas précis où il n'y a plus qu'une seule ouverture,c'est la veine du toit qui est située au mur de la stmcture : on parie alors, conformément àl'expression employée en mine pour caractériser certains chantiers, de "veine du toit, au mur". Al'échelle du gisement, dans le plan horizontal ^, l'ouverture prend la forme d'un "huit" étiréoù la zone de séparation des deux boucles correspond à peu près à la limite des deux mines(fig. 8).

Les puissances des veines du mur et du toit se situent en moyenne autour de 3 à 4 m, atteignantlocalement 5 à 6 m. Dans les zones de convergence des deux veines, la puissance peut atteindre 8

- 10 m (fig. 9). Une étude statistique (D. Cassard et al., 1991) montre que la veine du mur est cnfait légèrement plus étroite que la veine du toit '. Dans la partie supérieure de la mine principale,la largeur des chantiers du mur est toujours inférieure (-0,50 à -1 m en fonction des secteurs) àcelle des chantiers du toit. Au mur, les chantiers ont en mojenne 3,2 m de large, alors qu'au toit,cette valeur moyenne passe à 4,1 m. Ce point est confirmé par les données provenant de chantiersrécents (bas de la mine principale et mine du Rouquis), qui montrent que la largeur moyenne des

fronts est de 2,5 m pour la veine du toit et de 2,25 m pour la veine du mur.

^ Afm de gommer les effets des rejeux tardifs, ce plan horizontal est situé à la cote +50 dans la mineprincipale et à la cote +350 au Rouquis.

^ Cette étude est basée sur la largeur des chantiers exploités ou en cours d'exploitation, c'est-à-diresur une approche minière de la notion de veine qui ne reflète pas forcément la réalité géologique. Lalargeur exploitée est en effet largement dépendante des facteurs économiques et techniques. Le faitque les chantiers les plus récents soient moins larges, n'indique pas un appauvrissement de laminéralisation, mais traduit essentiellement le rôle des contraintes économiques qui imposent deconcentrer l'exploitation sur la partie sulfurée la plus riche de la minéralisation, chose renduepossible , en particulier, par l'amélioration (miniaturisation) des matériels.



4.2. COMPOSITION DU FILON

La stmcture filonienne (ou filon) correspond à une puissante zone dc cisaillement. Elle est limitéeau toit et au mur par des discontinuités tectoniques majeures, appelées respectivement "faille dutoit" et "faille du mur" (fig. 7).

La zone des travaux miniers (mine principale et mine du Rouquis dite "le Rouquis") se développesur 3000 m d'extension longitudinale, dans un segment de caisse filonienne dont l'orientation variede N 85° E (mine principale) à N 65° E (le Rouquis). Dans la mine, le filon est reconnu jusqu'à lacote - 150, soit sur près de 600 m de profondeur.

La minéralisation se concentre exclusivement dans des zones d'ouverture relativement rectilignesou curvilignes d'allure sigmoïde qui se positionnent dc façon variable à l'intérieur de la stmcturefilonienne (fig. 7). L'ouverture située au mur de la stmcture (coté nord) est appelée veine du murpar les mineurs, celle située au toit (coté sud), veine du toit. Il arrive, localement, que l'une oul'autre de ces veines se dédouble. C'est par exemple le cas au chantier 62 W (fig. 5) pour la veinedu mur et au 64W pour la veine du toit. La veine du mur, lorsqu'elle existe, est toujours située aumur de la stmcture. En revanche, la veine du toit occupe une position variable au sein de la caissefilonienne : les zones de convergence des deux veines étant généralement situées au mur de lastmcture filonienne, c'est la veine du toit qui s'incurve et rejoint le mur de la stmcture. Dans ces

zones de convergence, la continuité de la veine du toit apparaît très supérieure à celle de la veinedu mur ; ceci amène à admettre que, dans ce cas précis où il n'y a plus qu'une seule ouverture,c'est la veine du toit qui est située au mur de la stmcture : on parie alors, conformément àl'expression employée en mine pour caractériser certains chantiers, de "veine du toit, au mur". Al'échelle du gisement, dans le plan horizontal ^, l'ouverture prend la forme d'un "huit" étiréoù la zone de séparation des deux boucles correspond à peu près à la limite des deux mines(fig. 8).

Les puissances des veines du mur et du toit se situent en moyenne autour de 3 à 4 m, atteignantlocalement 5 à 6 m. Dans les zones de convergence des deux veines, la puissance peut atteindre 8

- 10 m (fig. 9). Une étude statistique (D. Cassard et al., 1991) montre que la veine du mur est cnfait légèrement plus étroite que la veine du toit '. Dans la partie supérieure de la mine principale,la largeur des chantiers du mur est toujours inférieure (-0,50 à -1 m en fonction des secteurs) àcelle des chantiers du toit. Au mur, les chantiers ont en mojenne 3,2 m de large, alors qu'au toit,cette valeur moyenne passe à 4,1 m. Ce point est confirmé par les données provenant de chantiersrécents (bas de la mine principale et mine du Rouquis), qui montrent que la largeur moyenne des

fronts est de 2,5 m pour la veine du toit et de 2,25 m pour la veine du mur.

^ Afm de gommer les effets des rejeux tardifs, ce plan horizontal est situé à la cote +50 dans la mineprincipale et à la cote +350 au Rouquis.

^ Cette étude est basée sur la largeur des chantiers exploités ou en cours d'exploitation, c'est-à-diresur une approche minière de la notion de veine qui ne reflète pas forcément la réalité géologique. Lalargeur exploitée est en effet largement dépendante des facteurs économiques et techniques. Le faitque les chantiers les plus récents soient moins larges, n'indique pas un appauvrissement de laminéralisation, mais traduit essentiellement le rôle des contraintes économiques qui imposent deconcentrer l'exploitation sur la partie sulfurée la plus riche de la minéralisation, chose renduepossible , en particulier, par l'amélioration (miniaturisation) des matériels.



Faille du mur Faille du toitFilon de -^

Saint-Salvy Schistesdu toit

Veine I

du mur

r^-Espace interfilonien-^(scfiistes ± tectonisés, |

zones silicifiées (A)et panneaux d'aplite)

Veine du toit

Fig. 7 - Bloc diagramme synthétique d'un segment de la stmcture filonienne de Saint-Salvy :




Faille du mur Faille du toitFilon de -^

Saint-Salvy Schistesdu toit

Veine I

du mur

r^-Espace interfilonien-^(scfiistes ± tectonisés, |

zones silicifiées (A)et panneaux d'aplite)

Veine du toit

Fig. 7 - Bloc diagramme synthétique d'un segment de la stmcture filonienne de Saint-Salvy :




W602000

MINE PRINCIPALE : vue en plan passant par le niveau 50

" B . Boüinn C4-H 1 1 1 h

602S00-f-

1T

603000-I-

/ 603300-^f +-

Chantiers l 64W-74W ll 62W-72W 1 l 62E

Veine du mur>

- 63E 1 I 56E-Veine du toit' au mur

Faille deSardagne

66W-67W

Veine du toit

^ Flexure Fb-Fb'\

603300

MINE DU ROUQUIS : vue en plan passant par le niveau 350D603500 604000

Chantiers i 76W-78W 1 i 82W 1

Faille deSardagne

a '

I

"^ A-500 -I Coupe A

400 -

300

200-

100

I /

Coupe DCoupe E

-100

Coupe B Coupe C

ACl , +

ACl

- 100

- 0

- -100

m

500

400

- 300

200

-100

100

Ouverture minéralisée non économique

1

Ouverture minéralisée économique exploitée

Lames d'aplo-pegmatite (AC) :

Fig. 8 - Distribution des ouvertures au sein de la caisse filonienne. (a) vue cn plan : afin dcgommer les effets des rejeux tardifs, ce plan horizontal est situé à la cote +50 dans lamine principale et à la cote +350 au Rouquis ; (b) coupes sériées sub-méridiennes.



W602000

MINE PRINCIPALE : vue en plan passant par le niveau 50

" B . Boüinn C4-H 1 1 1 h

602S00-f-

1T

603000-I-

/ 603300-^f +-

Chantiers l 64W-74W ll 62W-72W 1 l 62E

Veine du mur>

- 63E 1 I 56E-Veine du toit' au mur

Faille deSardagne

66W-67W

Veine du toit

^ Flexure Fb-Fb'\

603300

MINE DU ROUQUIS : vue en plan passant par le niveau 350D603500 604000

Chantiers i 76W-78W 1 i 82W 1

Faille deSardagne

a '

I

"^ A-500 -I Coupe A

400 -

300

200-

100

I /

Coupe DCoupe E

-100

Coupe B Coupe C

ACl , +

ACl

- 100

- 0

- -100

m

500

400

- 300

200

-100

100

Ouverture minéralisée non économique

1

Ouverture minéralisée économique exploitée

Lames d'aplo-pegmatite (AC) :

Fig. 8 - Distribution des ouvertures au sein de la caisse filonienne. (a) vue cn plan : afin dcgommer les effets des rejeux tardifs, ce plan horizontal est situé à la cote +50 dans lamine principale et à la cote +350 au Rouquis ; (b) coupes sériées sub-méridiennes.


IoQ*»

CO5)Cï

CoVI

CO

Cï

(

Co

CHANTIER 33-34 W TRANCHE TIO

^^^ff,r-f¡JíA I

10 20 m

Filons et fllonnetsde sphalerite massiveCorps bréchique à ciment desphalerite (brèche en cocardes)

Fracturationparticulièrement développée

Faille du mur(limite nord du filon)

^ Galeries et recoupes

h Teneur estimée du Iront(» ZnS)

3"

it)«6

ta5ro

-

O>

3-

a"

toQl:?.O

Fig. 9 - Un exemple de zone de convergence entre la veine du mur ct celle du toit : le chantier33-34W, tranche d'exploitation TIO. D'après document Metaleurop inédit.

IoQ*»

CO5)Cï

CoVI

CO

Cï

(

Co

CHANTIER 33-34 W TRANCHE TIO

^^^ff,r-f¡JíA I

10 20 m

Filons et fllonnetsde sphalerite massiveCorps bréchique à ciment desphalerite (brèche en cocardes)

Fracturationparticulièrement développée

Faille du mur(limite nord du filon)

^ Galeries et recoupes

h Teneur estimée du Iront(» ZnS)

3"

it)«6

ta5ro

-

O>

3-

a"

toQl:?.O

Fig. 9 - Un exemple de zone de convergence entre la veine du mur ct celle du toit : le chantier33-34W, tranche d'exploitation TIO. D'après document Metaleurop inédit.


Les valeurs citées représentent l'emprise gobale de la minéralisation : à l'intérieur même des

veines, les sulfures qui se présentent sous forme dc filonncts, dc filons et de corps bréchiques {cf.infra) n'occupent qu'un volume restreint. La puissance cumulée de sulfures est généralementcomprise entre 0,90 et 1,80 m (D. Cassard et ai, 1991) (tabl. 1).

Le reste de la caisse filonienne (i.e. le plus souvent l'espace interfilonien entre la veine du mur etcelle du toit), se compose ;

- de schistes plus ou moins tectonisés, avec développement local dc brèches schisteuses à cimentargileux ;

- de lentilles de quartz massif de quelques mètres de puissance pour des extensions verticales ethorizontales d'ordre hectométrique, qui sont faiblement obliques sur l'axe de la stmcture(M. Moisy et ai, soumis). Ces lentilles seraient mieux développées dans les schistes peumctamorphisés ;

- de zones silicifiées pluri-décamétriques plus ou moins lenticulaires, pouvant atteindre 10 à 15 mde puissance, qui se développent préférentiellement dans les secteurs où convergent les veinesminéralisées. Elles sont caractérisées par la présence de stockwerk quartzeux dans les schistesmétamorphisés, associés à des brèches à éléments de schistes et d'aplite (ians un ciment siliceux,avec des zones à quartz massif, au voisinage des corps d'aplite (ct en particulier de la barreprincipale - fig. 10) ;

- d'enclaves d'aplite s.i plus ou moins altérées.

Ces faciès sont surtout développés dans la stmcture au-dessus de la cote + 50. A l'aval, c'est uncontenu à dominante schisteuse, peu ou pas tectonisé, qui occupe la majeure partie de l'espacefilonien. Les levés miniers (J.C. Chabod, documents non publiés), montrent qu'il existe unecorrélation positive entre le développement de ces corps siliceux et celui dc la minéralisation.Cette corrélation est plus nette pour la veine du toit que pour la veine du mur (D. Cassard et ai,1991). Les corps aplitiques s. i, situés au mur de la stmcture (cf. infra), induisent des relationsidentiques.

L'interfilonien est très localement minéralisé : il s'agit soit de discrets stockwerks à sidérite et / ousphalerite apparaissant dans les schistes plus ou moins silicifiés, soit de faciès mbanés àsphalerite dans la schistosité S2. Ces minéralisations ne présentent pas d'intérêt économique.

4.3. GEOMETRIE DE LA STRUCTURE-SUPPORT DES MINERALISATIONS

L'évolution de la géométrie de la stmcture-support des minéralisations sera examinéesuccessivement dans la mine principale et au Rouquis (qui représente l'extension vers l'est de lamine principale, décalée vers le haut par la faille dc Sardagne), d'abord dans le plan vertical(subméridien), puis dans le plan horizontal (fig. 8).



Les valeurs citées représentent l'emprise gobale de la minéralisation : à l'intérieur même des

veines, les sulfures qui se présentent sous forme dc filonncts, dc filons et de corps bréchiques {cf.infra) n'occupent qu'un volume restreint. La puissance cumulée de sulfures est généralementcomprise entre 0,90 et 1,80 m (D. Cassard et ai, 1991) (tabl. 1).

Le reste de la caisse filonienne (i.e. le plus souvent l'espace interfilonien entre la veine du mur etcelle du toit), se compose ;

- de schistes plus ou moins tectonisés, avec développement local dc brèches schisteuses à cimentargileux ;

- de lentilles de quartz massif de quelques mètres de puissance pour des extensions verticales ethorizontales d'ordre hectométrique, qui sont faiblement obliques sur l'axe de la stmcture(M. Moisy et ai, soumis). Ces lentilles seraient mieux développées dans les schistes peumctamorphisés ;

- de zones silicifiées pluri-décamétriques plus ou moins lenticulaires, pouvant atteindre 10 à 15 mde puissance, qui se développent préférentiellement dans les secteurs où convergent les veinesminéralisées. Elles sont caractérisées par la présence de stockwerk quartzeux dans les schistesmétamorphisés, associés à des brèches à éléments de schistes et d'aplite (ians un ciment siliceux,avec des zones à quartz massif, au voisinage des corps d'aplite (ct en particulier de la barreprincipale - fig. 10) ;

- d'enclaves d'aplite s.i plus ou moins altérées.

Ces faciès sont surtout développés dans la stmcture au-dessus de la cote + 50. A l'aval, c'est uncontenu à dominante schisteuse, peu ou pas tectonisé, qui occupe la majeure partie de l'espacefilonien. Les levés miniers (J.C. Chabod, documents non publiés), montrent qu'il existe unecorrélation positive entre le développement de ces corps siliceux et celui dc la minéralisation.Cette corrélation est plus nette pour la veine du toit que pour la veine du mur (D. Cassard et ai,1991). Les corps aplitiques s. i, situés au mur de la stmcture (cf. infra), induisent des relationsidentiques.

L'interfilonien est très localement minéralisé : il s'agit soit de discrets stockwerks à sidérite et / ousphalerite apparaissant dans les schistes plus ou moins silicifiés, soit de faciès mbanés àsphalerite dans la schistosité S2. Ces minéralisations ne présentent pas d'intérêt économique.

4.3. GEOMETRIE DE LA STRUCTURE-SUPPORT DES MINERALISATIONS

L'évolution de la géométrie de la stmcture-support des minéralisations sera examinéesuccessivement dans la mine principale et au Rouquis (qui représente l'extension vers l'est de lamine principale, décalée vers le haut par la faille dc Sardagne), d'abord dans le plan vertical(subméridien), puis dans le plan horizontal (fig. 8).



VEINE DU TOIT

ZONELOCALISATION

OuestMine principale

EstMine principale

Bas (z< 100)Mme principale

Est Rouquis

Ouest Rouquis

TYPE DEDONNEES

C)

plans

plans

photos

photos

photos

PUISSANCE MINERALISEE CUMULEE (m)

NOMBRE DEDONNEES

1186

603

2585

468

1317

m

0,95

1,20

1.72

1,35

1,80

»

0,47

0,76

1,00

1,29

1,54

i/m

0,72

0,73

0,58

0,84

0,69

ACCUMULATION (% Zn X

NOMBRE DEDONNEES

1197

603

2585

468

1317

m

37.4

48,4

37,7

31,6

41,4

I»

467

690

625

743

1055

m)

i/m

0,58

0,54

0,66

0,86

0,78

VEINESPRESENTES

zone avec2 veines

toit seul

zone avec

2 veines

zone avec

2 veines

toit seul

VEINE DU MUR

ZONELOCALISATION


EstMme principale

Bas (z< 100)Mine principale

Est Rouquis

TVPE DEDONNEES

(*)

plans

plaiis

photos

photos


NOMBRE DEDONNEES

1354

1063

899

178

m

0,72

1,12

1,40

1,07

f"

0,26

0,60

0,88

0,67

s/m

0,71

0,69

0,66

0,76


NOMBRE DEDONNEES

1302

776

899

178

m H

29,2 200

36,1 404

29,6 445

25,6 382

m)

t/m

0,48

0,56

0,71

0.76

VEINESPRESENTES

zone avec2 veines

mur seul

zone avec

2 veines

zone avec

2 veines

m = moyenne - s = ¿cart-type - s' = variance - s/m = coeOlcient de variation (écart-type relatii)(*) Plans : données obicnucs par digtialisalion sur des plans de mine.

Photos : données obtenues par traitement d'image á partir de photos des fronts de taille.

Tabl. 1 - Données statistiques relatives à la puissance minéralisée cumulée et à l'accumulationmétal (Zn) pour les veines du mur et du toit, dans différents secteurs du gisement[d'après D. Cassard et ai (1991)].



VEINE DU TOIT

ZONELOCALISATION


EstMine principale

Bas (z< 100)Mme principale

Est Rouquis

Ouest Rouquis

TYPE DEDONNEES

C)

plans

plans

photos

photos

photos


NOMBRE DEDONNEES

1186

603

2585

468

1317

m

0,95

1,20

1.72

1,35

1,80

»

0,47

0,76

1,00

1,29

1,54

i/m

0,72

0,73

0,58

0,84

0,69


NOMBRE DEDONNEES

1197

603

2585

468

1317

m

37.4

48,4

37,7

31,6

41,4

I»

467

690

625

743

1055

m)

i/m

0,58

0,54

0,66

0,86

0,78

VEINESPRESENTES

zone avec2 veines

toit seul

zone avec

2 veines

zone avec

2 veines

toit seul

VEINE DU MUR

ZONELOCALISATION


EstMme principale

Bas (z< 100)Mine principale

Est Rouquis

TVPE DEDONNEES

(*)

plans

plaiis

photos

photos


NOMBRE DEDONNEES

1354

1063

899

178

m

0,72

1,12

1,40

1,07

f"

0,26

0,60

0,88

0,67

s/m

0,71

0,69

0,66

0,76


NOMBRE DEDONNEES

1302

776

899

178

m H

29,2 200

36,1 404

29,6 445

25,6 382

m)

t/m

0,48

0,56

0,71

0.76

VEINESPRESENTES

zone avec2 veines

mur seul

zone avec

2 veines

zone avec

2 veines

m = moyenne - s = ¿cart-type - s' = variance - s/m = coeOlcient de variation (écart-type relatii)(*) Plans : données obicnucs par digtialisalion sur des plans de mine.

Photos : données obtenues par traitement d'image á partir de photos des fronts de taille.

Tabl. 1 - Données statistiques relatives à la puissance minéralisée cumulée et à l'accumulationmétal (Zn) pour les veines du mur et du toit, dans différents secteurs du gisement[d'après D. Cassard et ai (1991)].



W Intersectionfilon annexe -

filon de Saint-Salvy

Expansion quartzeuse

PUITSROSIGUE

MALACAN-200

MINE. PRINCIPALE

0 200 m FaUles (Fa à Fb) ' '

Limite est de l'expansion quartzeuse

Ç, Limite supérieure de l'interfilonien(espace entre veine du toit et veine du mur)

""" Intersection du filon annexe avec le filon de Saint- Salvy

A A

+ +

Brèctie quartzeuse

Aplo-pegmatites concordantes : ACsécantes : AS

Panneaux minéralisés exploités

**^ Descenderies, traçages tiors filon (THF), cheminées..

N135 Niveau 135

Caractéristiques de l'interfilonien :

schistes faiblement tectonisés

schistes très fracturés, stockwork quartzeux

zone bréchifiée, intensément silicifiée

Fig. 10 - Silicification de l'interfilonien dans la partie supérieure ouest de la mine principale,sous la barre d'aplite principale : vue en coupe (élévation). D'après documentMetaleurop inédit.



W Intersectionfilon annexe -

filon de Saint-Salvy

Expansion quartzeuse

PUITSROSIGUE

MALACAN-200

MINE. PRINCIPALE

0 200 m FaUles (Fa à Fb) ' '

Limite est de l'expansion quartzeuse

Ç, Limite supérieure de l'interfilonien(espace entre veine du toit et veine du mur)

""" Intersection du filon annexe avec le filon de Saint- Salvy

A A

+ +

Brèctie quartzeuse

Aplo-pegmatites concordantes : ACsécantes : AS

Panneaux minéralisés exploités

**^ Descenderies, traçages tiors filon (THF), cheminées..

N135 Niveau 135

Caractéristiques de l'interfilonien :

schistes faiblement tectonisés

schistes très fracturés, stockwork quartzeux

zone bréchifiée, intensément silicifiée

Fig. 10 - Silicification de l'interfilonien dans la partie supérieure ouest de la mine principale,sous la barre d'aplite principale : vue en coupe (élévation). D'après documentMetaleurop inédit.



a/ Dans la mine principale, si l'on considère le plan vertical, l'ouverture minéralisée débute contrele mur du filon dans la partie haute du gisement et se poursuit régulièrement vers l'aval, avecun pendage voisin dc 70" S. Cette inclinaison lui permet de se rapprocher progressivement dutoit du filon dans la partie la plus profonde de la mine (niveau -50) ; cette veine minéralisée est

la veine du toit. Sur le point origine de cette veine, une seconde ouverture se produit le long ducontact du mur du filon, pour former la veine du mur, dont l'extension verticale est assez

réduite. La stmcture-support sc poursuit en profondeur, toujours située à proximité (0 à 1 m)du contact du mur : c'est alors ime zone faillée inframétrique fortement argilisée, peu ou pasminéralisée ct soumise à plusieurs inflexions de pendage. La minéralisation du mur réapparaîtaux environs de la cote -50. Il existe par ailleurs d'autres expansions minéralisées, disposéesen colonnes subverticales, qui se développent à l'amont du point origine des veines du toit etdu mur. Elles sc juxtaposent à plusieurs discontinuités qui affectent l'encaissant du mur, tellesque des ficxurations décrochantes et des aplites verticales (fig. 5).

Horizontalement, la veine du toit s'amorce contre le mur du filon, à l'ouest, à proximité de lazone de convergence entre le filon de Saint-Salvy et le filon annexe (fig. 6 ct 8). Vers l'est, elles'oriente en direction du toit pour le tangenter vers le milieu dc la mine, puis revient denouveau contre le mur, à peu de distance dc la faille de Sardagne qui sépare les deuxexploitations.

b/ Au Rouquis, verticalement, dans les chantiers ouest, comme d'ailleurs dans la mine principale,la veine du toit débute contre le mur du filon pour s'en écarter progressivement vers le bas àpartir de l'exploitation 30-80W.Dans les chantiers est, la partie supérieure du gisement paraît avoir été décapée par l'érosion.Les travaux d'exploitation de la zone haute montrent que les veines du toit et du mur sontrespectivement adossées contre le toit et le mur de la structure filonienne, distants ici dc plusde 30 m. Vers l'aval, sous la cote 300, les deux veines minéralisées convergent l'une versl'autre pour s'amortir (?) dans la partie centrale de la caisse filonienne. Cette dispositionparticulière des structures du Rouquis Est représente le symétrique de ce qui est observé surl'ensemble du gisement : il s'agit de la zone de fermeture en profondeur de la figure sigmoïdeporteuse des minéralisations.

Dans le plan horizontal, au Rouquis Ouest, la minéralisation reste accolée au mur du filon("veine du toit, au mur") jusqu'au delà du chantier SOW où elle bifiirque à nouveau endirection du toit. Elle s'y maintient probablement jusqu'au Rouquis Est, malgré l'existence d'unhiatus entre les deux quartiers. Dans ce secteur, les minéralisations présentent à nouveau ledouble système en veines du toit et du mur, analogue à celui dc la partie ouest dc la mine : laveine du mur réapparaît et vient fiisionncr avec la veine du toit contre le toit (c'est uneexception) du filon (Combe Maurcl). Plus à l'est, les ouvertures minéralisées s'amortissentrapidement pour se refermer définitivement, malgré la persistance de la structure filonienne.



a/ Dans la mine principale, si l'on considère le plan vertical, l'ouverture minéralisée débute contrele mur du filon dans la partie haute du gisement et se poursuit régulièrement vers l'aval, avecun pendage voisin dc 70" S. Cette inclinaison lui permet de se rapprocher progressivement dutoit du filon dans la partie la plus profonde de la mine (niveau -50) ; cette veine minéralisée est

la veine du toit. Sur le point origine de cette veine, une seconde ouverture se produit le long ducontact du mur du filon, pour former la veine du mur, dont l'extension verticale est assez

réduite. La stmcture-support sc poursuit en profondeur, toujours située à proximité (0 à 1 m)du contact du mur : c'est alors ime zone faillée inframétrique fortement argilisée, peu ou pasminéralisée ct soumise à plusieurs inflexions de pendage. La minéralisation du mur réapparaîtaux environs de la cote -50. Il existe par ailleurs d'autres expansions minéralisées, disposéesen colonnes subverticales, qui se développent à l'amont du point origine des veines du toit etdu mur. Elles sc juxtaposent à plusieurs discontinuités qui affectent l'encaissant du mur, tellesque des ficxurations décrochantes et des aplites verticales (fig. 5).

Horizontalement, la veine du toit s'amorce contre le mur du filon, à l'ouest, à proximité de lazone de convergence entre le filon de Saint-Salvy et le filon annexe (fig. 6 ct 8). Vers l'est, elles'oriente en direction du toit pour le tangenter vers le milieu dc la mine, puis revient denouveau contre le mur, à peu de distance dc la faille de Sardagne qui sépare les deuxexploitations.

b/ Au Rouquis, verticalement, dans les chantiers ouest, comme d'ailleurs dans la mine principale,la veine du toit débute contre le mur du filon pour s'en écarter progressivement vers le bas àpartir de l'exploitation 30-80W.Dans les chantiers est, la partie supérieure du gisement paraît avoir été décapée par l'érosion.Les travaux d'exploitation de la zone haute montrent que les veines du toit et du mur sontrespectivement adossées contre le toit et le mur de la structure filonienne, distants ici dc plusde 30 m. Vers l'aval, sous la cote 300, les deux veines minéralisées convergent l'une versl'autre pour s'amortir (?) dans la partie centrale de la caisse filonienne. Cette dispositionparticulière des structures du Rouquis Est représente le symétrique de ce qui est observé surl'ensemble du gisement : il s'agit de la zone de fermeture en profondeur de la figure sigmoïdeporteuse des minéralisations.

Dans le plan horizontal, au Rouquis Ouest, la minéralisation reste accolée au mur du filon("veine du toit, au mur") jusqu'au delà du chantier SOW où elle bifiirque à nouveau endirection du toit. Elle s'y maintient probablement jusqu'au Rouquis Est, malgré l'existence d'unhiatus entre les deux quartiers. Dans ce secteur, les minéralisations présentent à nouveau ledouble système en veines du toit et du mur, analogue à celui dc la partie ouest dc la mine : laveine du mur réapparaît et vient fiisionncr avec la veine du toit contre le toit (c'est uneexception) du filon (Combe Maurcl). Plus à l'est, les ouvertures minéralisées s'amortissentrapidement pour se refermer définitivement, malgré la persistance de la structure filonienne.



L'examen de la géométrie de la structure-support des minéralisations au sein de la caissefilonienne permet, en outre, de caractériser deux situations défavorables sur le plan minier, qui se

traduisent par la perte provisoire de la minéralisation économique. La première situation (fig. 8a)se produit lorsque l'ouverture située au mur, qui reste relativement rectiligne, vient tangenter lemur plus ou moins ondulé du filon, au niveau de zones incurvées pluri-décamétriques. Au contactde la faille du mur, l'ouverture minéralisée se pince et la minéralisation disparaît. Tel estnotamment le cas dans la mine principale, dans le chantier 56E et au delà vers l'est, ainsi qu'auRouquis Ouest, entre les chantiers 76-78W et 82W.

La seconde situation (fig. 8b) se produit lorsque la structure-support se verticalise.L'augmentation du pendage, de 75° S (pendage moyen) à 85° S, se traduit par une réductionimportante des ouvertures, qui n'atteignent plus que quelques dizaines de centimètres. Cephénomène est en particulier responsable de la disparition de la minéralisation vers la cote 0 dansla partie est de la mine principale, et du caractère momentanément stérile de la veine du mur, dansle quartier ouest de la mine principale, entre les chantiers 52W et 64W.

Dans la première situation, les zones incurvées rentrantes paraissent agir comme des points de

compression. La seconde situation est, cn revanche, plus délicate à interpréter. La modélisationgéométrique et géologique en trois dimensions de la partie supérieure ouest de la mine principale(B. Bourgine et G. Courrioux, 1993), montre en effet que la verticalisation de la structure-support des minéralisations n'entraîne pas systématiquement une perte de la minéralisation. Dansquelques cas, la perte de la minéralisation peut être attribuée à des laminages tardifs, comme lesuggère la présence dc brèches remaniant de la sphalerite, mais cette explication ne semble pasgénéralisable.

4.4. RELATIONS SPATIALES ENTRE LES MINERALISATIONS ET LESAPLITES S.L.

Dans la mine principale, la limite supérieure de la minéralisation, au point origine des veines dutoit ct du mur, se place le long du contact inférieur d'une puissante lame d'aplite transverse dc 70m d'épaisseur (ACl, fig. 5), qui recoupe les schistes encaissants du mur d'ouest en est, avec unpendage apparent de 20° E. Cette même lame réapparaît au Rouquis Ouest. A l'échelle dugisement, cette aplite s'intègre dans un dispositif plus élaboré qui comprend dc nouvelles lamestransverses en profondeur et des aplites verticales orientées N 15° E et sécantes sur les

précédentes.

Les différents corps aplitiques sont toujours limités par le mur du filon ct ne sont présents dans lacaisse filonienne que sous forme de volumes écaillés, fréquemment entraînés assez loin de leursracines.



L'examen de la géométrie de la structure-support des minéralisations au sein de la caissefilonienne permet, en outre, de caractériser deux situations défavorables sur le plan minier, qui se

traduisent par la perte provisoire de la minéralisation économique. La première situation (fig. 8a)se produit lorsque l'ouverture située au mur, qui reste relativement rectiligne, vient tangenter lemur plus ou moins ondulé du filon, au niveau de zones incurvées pluri-décamétriques. Au contactde la faille du mur, l'ouverture minéralisée se pince et la minéralisation disparaît. Tel estnotamment le cas dans la mine principale, dans le chantier 56E et au delà vers l'est, ainsi qu'auRouquis Ouest, entre les chantiers 76-78W et 82W.

La seconde situation (fig. 8b) se produit lorsque la structure-support se verticalise.L'augmentation du pendage, de 75° S (pendage moyen) à 85° S, se traduit par une réductionimportante des ouvertures, qui n'atteignent plus que quelques dizaines de centimètres. Cephénomène est en particulier responsable de la disparition de la minéralisation vers la cote 0 dansla partie est de la mine principale, et du caractère momentanément stérile de la veine du mur, dansle quartier ouest de la mine principale, entre les chantiers 52W et 64W.

Dans la première situation, les zones incurvées rentrantes paraissent agir comme des points de

compression. La seconde situation est, cn revanche, plus délicate à interpréter. La modélisationgéométrique et géologique en trois dimensions de la partie supérieure ouest de la mine principale(B. Bourgine et G. Courrioux, 1993), montre en effet que la verticalisation de la structure-support des minéralisations n'entraîne pas systématiquement une perte de la minéralisation. Dansquelques cas, la perte de la minéralisation peut être attribuée à des laminages tardifs, comme lesuggère la présence dc brèches remaniant de la sphalerite, mais cette explication ne semble pasgénéralisable.

4.4. RELATIONS SPATIALES ENTRE LES MINERALISATIONS ET LESAPLITES S.L.

Dans la mine principale, la limite supérieure de la minéralisation, au point origine des veines dutoit ct du mur, se place le long du contact inférieur d'une puissante lame d'aplite transverse dc 70m d'épaisseur (ACl, fig. 5), qui recoupe les schistes encaissants du mur d'ouest en est, avec unpendage apparent de 20° E. Cette même lame réapparaît au Rouquis Ouest. A l'échelle dugisement, cette aplite s'intègre dans un dispositif plus élaboré qui comprend dc nouvelles lamestransverses en profondeur et des aplites verticales orientées N 15° E et sécantes sur les

précédentes.

Les différents corps aplitiques sont toujours limités par le mur du filon ct ne sont présents dans lacaisse filonienne que sous forme de volumes écaillés, fréquemment entraînés assez loin de leursracines.



L'aplite transverse principale est découpée en plusieurs panneaux (Rouquis, mine principale,panneau de l'expansion quartzeuse) abaissés tectoniquement vers l'ouest. Ce découpage a

vraisemblablement induit un basculement de l'aplite, qui s'accompagne d'une remontée (au delà de

la partie supérieure de la barre d'aplite - fig. 5) de la limite supérieure des minéralisations versl'extrémité est dc la mine (chantiers 46E et 56E) et au Rouquis Ouest (chantier 30W). Ledécalage de ces chantiers conduit à attribuer à la faille de Sardagne un rejet vertical de plus de

300 m (cf infra).

A l'est de la faille dc Sardagne, la remontée tectonique de l'aplite et des minéralisations portecelles-ci à la cote 400, pour y constituer le gisement du Rouquis Ouest, dont la continuité estinterrompue par un nouvel accident 500 m plus à l'est. Le demier stade de l'évolution dc ce

dispositif est défmi dans le quartier du Rouquis Est où la totalité de la partie supérieure dusystème minéralisé, aplites comprises, a été érodéc.

Il apparaît ainsi que les aplites s.i contrôlent largement le développement des ouverturesminéralisées. Il s'agit :

(i) soit d'aplites "concordantes", avec en particulier la lame principale transverse ACl, à l'aval de

laquelle se manifeste l'éclatement filonien et se développe la minéralisation économique ;

(ii)soit d'aplites discordantes qui favorisent le développement de la minéralisation sulfurée en

ménageant des ouvertures le long de leurs contacts. Ce processus est cenainsment pro parte à

l'origine de l'importante "colonne est" minéralisée.

4.5. ORGANISATION DE LA MINERALISATION

Au sein des veines du mur et du toit, la minéralisation n'occupe qu'un volume limité (cf. supra).Dans la partie supérieure ouest de la mine principale, le rapport dc la puissance cumulée(mesurée perpendiculairement à la veine) des sulfures massifs sur la largeur des fronts, estcompris entre 0,50 et 0,10, avec une valeur moyenne proche de 0,25 (D. Cassard et ai, 1991).Les parties stériles correspondent à des schistes plus ou moins gréseux, peu ou pas tectoniséset/ou silicifiés, des lentilles de quartz massif, des panneaux métriques d'aplite s.i (souvent trèsaltérée) ct des zones faillées argilisées.

Ces faciès peuvent également être faiblement minéralisés : ils sont parfois parcourus par des

veinules de puissance centimétrique à sphalerite et/ou sidérite, souvent irrégulières, localementorganisées en réseau (sorte de "stringer").

La minéralisation se présente sous la fomie :

(i) de filonnets dc sphalerite à épontcs de sidérite, ou de sphalerite seule, puissants de 20 à 30cm en moyenne ;

(ii) de filons de sphalerite massive, avec des puissances de l'ordre dc 0,60 à 1 m en moyenne et

(iii) de corps bréchiques lenticulaires, fréquemment puissants de plusieurs mètres.



L'aplite transverse principale est découpée en plusieurs panneaux (Rouquis, mine principale,panneau de l'expansion quartzeuse) abaissés tectoniquement vers l'ouest. Ce découpage a

vraisemblablement induit un basculement de l'aplite, qui s'accompagne d'une remontée (au delà de

la partie supérieure de la barre d'aplite - fig. 5) de la limite supérieure des minéralisations versl'extrémité est dc la mine (chantiers 46E et 56E) et au Rouquis Ouest (chantier 30W). Ledécalage de ces chantiers conduit à attribuer à la faille de Sardagne un rejet vertical de plus de

300 m (cf infra).

A l'est de la faille dc Sardagne, la remontée tectonique de l'aplite et des minéralisations portecelles-ci à la cote 400, pour y constituer le gisement du Rouquis Ouest, dont la continuité estinterrompue par un nouvel accident 500 m plus à l'est. Le demier stade de l'évolution dc ce

dispositif est défmi dans le quartier du Rouquis Est où la totalité de la partie supérieure dusystème minéralisé, aplites comprises, a été érodéc.

Il apparaît ainsi que les aplites s.i contrôlent largement le développement des ouverturesminéralisées. Il s'agit :

(i) soit d'aplites "concordantes", avec en particulier la lame principale transverse ACl, à l'aval de

laquelle se manifeste l'éclatement filonien et se développe la minéralisation économique ;

(ii)soit d'aplites discordantes qui favorisent le développement de la minéralisation sulfurée en

ménageant des ouvertures le long de leurs contacts. Ce processus est cenainsment pro parte à

l'origine de l'importante "colonne est" minéralisée.

4.5. ORGANISATION DE LA MINERALISATION

Au sein des veines du mur et du toit, la minéralisation n'occupe qu'un volume limité (cf. supra).Dans la partie supérieure ouest de la mine principale, le rapport dc la puissance cumulée(mesurée perpendiculairement à la veine) des sulfures massifs sur la largeur des fronts, estcompris entre 0,50 et 0,10, avec une valeur moyenne proche de 0,25 (D. Cassard et ai, 1991).Les parties stériles correspondent à des schistes plus ou moins gréseux, peu ou pas tectoniséset/ou silicifiés, des lentilles de quartz massif, des panneaux métriques d'aplite s.i (souvent trèsaltérée) ct des zones faillées argilisées.

Ces faciès peuvent également être faiblement minéralisés : ils sont parfois parcourus par des

veinules de puissance centimétrique à sphalerite et/ou sidérite, souvent irrégulières, localementorganisées en réseau (sorte de "stringer").

La minéralisation se présente sous la fomie :

(i) de filonnets dc sphalerite à épontcs de sidérite, ou de sphalerite seule, puissants de 20 à 30cm en moyenne ;

(ii) de filons de sphalerite massive, avec des puissances de l'ordre dc 0,60 à 1 m en moyenne et

(iii) de corps bréchiques lenticulaires, fréquemment puissants de plusieurs mètres.



Dans ces demiers, des éléments de schiste silicifié et/ou d'aplite (un à quelques centimètres,atteignant parfois 10 cm ct plus) (fig. lia, b ct c), souvent enrobés par de la sidérite, sontcimentés par la sphalerite, formant ainsi une spectaculaire brèche en cocardes (fig. 1 Id, e et f).

Le distinguo entre ces différentes formes de minéralisation, parfois juxtaposées sur un mêmefront, est en fait quelque peu arbitraire. Les vues en plan des tranches exploitées (fig. 12)montrent qu'il existe une continuité : un corps lenticulaire bréchique décamétrique, en

s'amincissant, passe longitudinalemcnt à un filon, qui peut lui-même se subdiviser, au niveau derelais "en épis" ou en échelons, en filonnets qui vont eux-mêmes s'anastomoser plus loin,dessinant des figures sigmoïdes, en poisson, typiques des zones de cisaillement (e.g.J.S. Tchalenko, 1970 ; P. Segall et D.D. Pollard, 1983 ; CD. Hodgson, 1989 ; M.T. Swanson,1990).

Sur les fronts de taille (assimilables à des coupes sub-méridiennes), les contacts entre lesdifférents faciès minéralisés et/ou stériles sont francs, suivant des surfaces dc fracture nettes,généralement sub-parallèles aux épontes, qui sont matérialisées par des plans de faille lustrésportant de puissantes cannelures'*. En clair, les différents faciès sont juxtaposés et il n'y a pas de

réouvertures sécantes importantes (fig. 13).

D'une manière générale, la proportion de sphalerite augmente dans les ouvertures les plus tardives(D. Cassard ct Y. Gros, 1989 ; E. Marcoux, 1989), donnant alors des lentilles de sphaleritesub-massive à stmcture bréchique ou non. Ces corps sont préférentiellement localisés près des

épontes de chaque veine (contacts toit et mur de la veine du toit, contact toit de la veine du mur).Ceci indique que, lors d'une réouverture, le remplissage néoformé vient grossir la veine déjàexistante (toit ou mur), en "dilatant" son enveloppe exteme (A. Kosakevitch et ai, in prep. [a]).Ceci montre également que la déformation responsable des ouvertures tend à se localiser dans les

zones à fort contraste rhéologique telles que les épontes, ce qui est cohérent avec le fait que lesrelations d'intersection soient extrêmement rares au sein des veines (cf. supra).

Bien que les remplissages soient identiques, il existe quelques différences entre la veine du toit etcelle du mur (D. Cassard et ai, 1991) (tabl. 1). Lorsque les deux veines sont exprimées, lapuissance minéralisée cumulée (i.e. la puissance cumulée des filonnets, filons et corps de

sphalerite) est toujours plus forte au toit (+ 10 à 20 % en général). En ce qui concemel'accumulation métal (calculée comme étant le produit de la teneur moyenne d'un front par sa

largeur ct exprimée en % Zn x m), les valeurs les plus fortes apparaissent lorsqu'une seule veineest présente. Si les deux veines sont exprimées, c'est celle du toit qui s'avère être la plus riche (del'ordre de +10%).

L'organisation précédemment décrite est localement perturbée par le développement d'un autretype de brèche, appelé "brèche béton" (fig. 14). Cette brèche, plus tardive puisqu'elle remanie de

la sphalerite, présente des contacts francs avec les autres faciès ; elle a souvent une structurationinteme en bandes, sub-parallèle aux contacts antérieurs, indiquant qu'elle s'est probablementdéveloppée lors de réactivations des zones de faiblesse entre les faciès décrits précédemment.

^ Au mur de la veine du mur, ce plan de faille coïncide fréquemment (50 % des cas) avec la faille dumur. En revanche , le toit de la veine du toit n'est pratiquement jamais confondu avec la faille dutoit.



Dans ces demiers, des éléments de schiste silicifié et/ou d'aplite (un à quelques centimètres,atteignant parfois 10 cm ct plus) (fig. lia, b ct c), souvent enrobés par de la sidérite, sontcimentés par la sphalerite, formant ainsi une spectaculaire brèche en cocardes (fig. 1 Id, e et f).

Le distinguo entre ces différentes formes de minéralisation, parfois juxtaposées sur un mêmefront, est en fait quelque peu arbitraire. Les vues en plan des tranches exploitées (fig. 12)montrent qu'il existe une continuité : un corps lenticulaire bréchique décamétrique, en

s'amincissant, passe longitudinalemcnt à un filon, qui peut lui-même se subdiviser, au niveau derelais "en épis" ou en échelons, en filonnets qui vont eux-mêmes s'anastomoser plus loin,dessinant des figures sigmoïdes, en poisson, typiques des zones de cisaillement (e.g.J.S. Tchalenko, 1970 ; P. Segall et D.D. Pollard, 1983 ; CD. Hodgson, 1989 ; M.T. Swanson,1990).

Sur les fronts de taille (assimilables à des coupes sub-méridiennes), les contacts entre lesdifférents faciès minéralisés et/ou stériles sont francs, suivant des surfaces dc fracture nettes,généralement sub-parallèles aux épontes, qui sont matérialisées par des plans de faille lustrésportant de puissantes cannelures'*. En clair, les différents faciès sont juxtaposés et il n'y a pas de

réouvertures sécantes importantes (fig. 13).

D'une manière générale, la proportion de sphalerite augmente dans les ouvertures les plus tardives(D. Cassard ct Y. Gros, 1989 ; E. Marcoux, 1989), donnant alors des lentilles de sphaleritesub-massive à stmcture bréchique ou non. Ces corps sont préférentiellement localisés près des

épontes de chaque veine (contacts toit et mur de la veine du toit, contact toit de la veine du mur).Ceci indique que, lors d'une réouverture, le remplissage néoformé vient grossir la veine déjàexistante (toit ou mur), en "dilatant" son enveloppe exteme (A. Kosakevitch et ai, in prep. [a]).Ceci montre également que la déformation responsable des ouvertures tend à se localiser dans les

zones à fort contraste rhéologique telles que les épontes, ce qui est cohérent avec le fait que lesrelations d'intersection soient extrêmement rares au sein des veines (cf. supra).

Bien que les remplissages soient identiques, il existe quelques différences entre la veine du toit etcelle du mur (D. Cassard et ai, 1991) (tabl. 1). Lorsque les deux veines sont exprimées, lapuissance minéralisée cumulée (i.e. la puissance cumulée des filonnets, filons et corps de

sphalerite) est toujours plus forte au toit (+ 10 à 20 % en général). En ce qui concemel'accumulation métal (calculée comme étant le produit de la teneur moyenne d'un front par sa

largeur ct exprimée en % Zn x m), les valeurs les plus fortes apparaissent lorsqu'une seule veineest présente. Si les deux veines sont exprimées, c'est celle du toit qui s'avère être la plus riche (del'ordre de +10%).

L'organisation précédemment décrite est localement perturbée par le développement d'un autretype de brèche, appelé "brèche béton" (fig. 14). Cette brèche, plus tardive puisqu'elle remanie de

la sphalerite, présente des contacts francs avec les autres faciès ; elle a souvent une structurationinteme en bandes, sub-parallèle aux contacts antérieurs, indiquant qu'elle s'est probablementdéveloppée lors de réactivations des zones de faiblesse entre les faciès décrits précédemment.

^ Au mur de la veine du mur, ce plan de faille coïncide fréquemment (50 % des cas) avec la faille dumur. En revanche , le toit de la veine du toit n'est pratiquement jamais confondu avec la faille dutoit.


IaICoNIfo

1ItoCo

IP

3

ï

1I-M

Fig. 11 - Quelques exemples de brèche minéralisée de type implosion - effondrement : (a), (b) et(c) : chantier 64W, tranche d'exploitation T19, veine du toit, front W entre 18 et23 m : les éléments, de taille très variable, sont irréguliers, souvent anguleux et malclassés ; il s'agit soit d'aplite, blanchâtre et altérée, soit de schiste gris-noir silicifié.Certains présentent une fine auréole de sidérite de couleur jaune-pâle. Le ciment est dela sphalerite brune ; (d), (e) et (f) : différents aspects de ces brèches, liés à la naturedu ciment : (d) exclusivement sidéritique, (e) essentiellement sidéritique, avecapparition de la sphalerite (S) dans la partie gauche de l'échantillon et (f) sphaléritique(brèche en cocardes tvpique).

5°Co

CHANTIER 52 W . TRANCHE Tl

N

CHANTIER 52 E . TRANCHE T3

(W)

® ©

Schistes noirs dominants(métamorphisés au mur)

Aplo-pegmatites

Brèche quartzeuse à élémentsI de schiste et/ou d'aplite

Quartz blanc massif

Filons et filonnetsde sphalerite massive

Corps bréchique à ciment desphalerite (brèche en cocardes)

Fracturation particulièrementdéveloppée

Faille

Faille du mur (limite nord du filon)

I-' Galeries et recoupes

Teneur estimée du front (% ZnS)

Co

3"

3

Q)n

6-3"

Q.(o

a*

Ql

o"

Co

Fig. 12 - Agencement des différents faciès minéralisés au sein des veines du toit et du mur : lesrelations entre les corps bréchiques, les filons et les filonnets : (a) chantier 52W,tranche d'exploitation Tl ; (b) chantier 52E, tranche d'exploitation T3 : la veine dumur, très peu développée, n'est présente que dans la partie supérieure du chantier.D'après documents Metaleurop inédits.

CHANTIER 52 W . TRANCHE Tl

N

CHANTIER 52 E . TRANCHE T3

(W)

® ©

Schistes noirs dominants(métamorphisés au mur)

Aplo-pegmatites

Brèche quartzeuse à élémentsI de schiste et/ou d'aplite

Quartz blanc massif

Filons et filonnetsde sphalerite massive

Corps bréchique à ciment desphalerite (brèche en cocardes)

Fracturation particulièrementdéveloppée

Faille

Faille du mur (limite nord du filon)

I-' Galeries et recoupes

Teneur estimée du front (% ZnS)

Co

3"

3

Q)n

6-3"

Q.(o

a*

Ql

o"

Co

Fig. 12 - Agencement des différents faciès minéralisés au sein des veines du toit et du mur : lesrelations entre les corps bréchiques, les filons et les filonnets : (a) chantier 52W,tranche d'exploitation Tl ; (b) chantier 52E, tranche d'exploitation T3 : la veine dumur, très peu développée, n'est présente que dans la partie supérieure du chantier.D'après documents Metaleurop inédits.


Fig. 13 - Juxtaposition des différents faciès, minéralisés ou non, au sein d'une veine. Chaquefaciès, limité à la peinture blanche, est identifié par un code à deux chiffres. Lepremier caractérise le faciès (1 : brèche minéralisée, 5 : faciès à veinules, 8 : divers,schistes ± quartz, aplites, etc..) et le second indique le niveau de teneur en ZnS(estimation). La bane de référence mesure 1 m ; elle indique le chantier (72W, 62E,26W), la tranche d'exploitation, la veine (T : toit, M : mur), le front (E ou W), ladistance du front par rapport à un point topographique repère et, la dated'échantillonnage.



Fig. 14 - Un exemple de brèche "béton" à structuration interne en bandes (b) et foliation fruste(SI) - Mine principale, chantier 53W. Les éléments sont de nature variée, schistes,carbonates, sphalerite et sont cimentés par de la calcite.



Les éléments de cette brèche sont souvent anguleux, de taille et de nature variées (schistesdiversement silicifiés, carbonates, sphalerite) ct sont en général cimentés par de la calcite. Ce typede brèche montre assez fréquemment une structuration planaire plus ou moins fmste (pseudo¬foliation), parallèle aux bandes intemes matérialisant les rejeux successifs. Ces caractéristiquessont typiquement celles d'une brèche d'attrition (avec une composante d'écrasement)(R.H. Sibson, 1986 ; M. Jébrak, 1992).

4.6. LE PROBLEME DE LA "PERIODICITE" SPATIALE DES OUVERTURES

Y-a-t'il, au sein de la figure sigmoïde matérialisée par la disposition spatiale des veines du toit etdu mur, une organisation plus intime de la minéralisation, à l'échelle décamétrique ? Lors d'étudesdc gîtes filoniens, il est souvent classique que soit mise en évidence une structuration en colonnessub-vcrticales, généralement attribuée à une tectonique à forte composante décrochante, ou unestructuration plus ou moins horizontale, en "runs", attribuable à une tectonique à fortecomposante normale ou inverse (e.g. CD. Hulin, 1929 ; L. Vu et ai, 1987 ; K.H. Poulsen ctF. Robert, 1989). A Saint-Salvy, ce problème d'ouvertures "périodiques" ne reçoit pas de

réponse simple.

L'étude géostatistique des faciès minéralisés composant un front, réalisée par E. Ildefonso (1990)sur la partie inférieure ouest dc la mine principale, montre que les variogrammes des variablesprincipales, telles que la surface, la teneur et en particulier l'accumulation métal, révèlent unecomposante pépitique^ et une structure d'allure isotrope d'une vingtaine de mètres.

Une étude géostatistique réalisée sur un nombre de données élevé (près de 10000), couvrantenviron 80 % des zones exploitées du gisement, permet de compléter ce premier résultat(D. Cassard et ai, 1991). Les variables étudiées sont la puissance cumulée des sulfures etl'accumulation en Zn des fronts. L'étude variographique dc ces deux variables met cn évidenceune stmcturation des données à deux échelles de distance, avec des portées variant selon les zoneset les directions (tabl. 2). Environ 60 à 70 % de la variabilité totale interviennent dans les 15

(parfois 25) premiers mètres ; il s'agit d'une structure isotrope, comparable à celle obtenue par E.Ildefonso (op. cit.). La seconde structure représente le reste dc la variabilité, avec une portéehorizontale variant de 60 à 80 m ct une portée verticale comprise entre 25 et 60 m. Cettestmcture est anisotrope dans environ 50 % des cas, la portée maximale s'observant toujours selonla direction horizontale. Les portées les plus longues (80 m) apparaissent uniquement dans lapartie supérieure de la mine principale (i.e. pour Z > cote +100).

A partir de l'étude variographique, une cartographie de la puissance minéralisée ct dcl'accumulation (fig. 15) a été réalisée par krigeage sur une grille de points, pour les veines du toitet du mur. Cette approche ne permet pas de déceler un "pitch global" net à l'échelle du gisement.

' Pour plus de détails sur la théorie géostatistique, on pourra se référer à G. Matheron (1970) etA. G, Joumel (1977).



Les éléments de cette brèche sont souvent anguleux, de taille et de nature variées (schistesdiversement silicifiés, carbonates, sphalerite) ct sont en général cimentés par de la calcite. Ce typede brèche montre assez fréquemment une structuration planaire plus ou moins fmste (pseudo¬foliation), parallèle aux bandes intemes matérialisant les rejeux successifs. Ces caractéristiquessont typiquement celles d'une brèche d'attrition (avec une composante d'écrasement)(R.H. Sibson, 1986 ; M. Jébrak, 1992).

4.6. LE PROBLEME DE LA "PERIODICITE" SPATIALE DES OUVERTURES

Y-a-t'il, au sein de la figure sigmoïde matérialisée par la disposition spatiale des veines du toit etdu mur, une organisation plus intime de la minéralisation, à l'échelle décamétrique ? Lors d'étudesdc gîtes filoniens, il est souvent classique que soit mise en évidence une structuration en colonnessub-vcrticales, généralement attribuée à une tectonique à forte composante décrochante, ou unestructuration plus ou moins horizontale, en "runs", attribuable à une tectonique à fortecomposante normale ou inverse (e.g. CD. Hulin, 1929 ; L. Vu et ai, 1987 ; K.H. Poulsen ctF. Robert, 1989). A Saint-Salvy, ce problème d'ouvertures "périodiques" ne reçoit pas de

réponse simple.

L'étude géostatistique des faciès minéralisés composant un front, réalisée par E. Ildefonso (1990)sur la partie inférieure ouest dc la mine principale, montre que les variogrammes des variablesprincipales, telles que la surface, la teneur et en particulier l'accumulation métal, révèlent unecomposante pépitique^ et une structure d'allure isotrope d'une vingtaine de mètres.

Une étude géostatistique réalisée sur un nombre de données élevé (près de 10000), couvrantenviron 80 % des zones exploitées du gisement, permet de compléter ce premier résultat(D. Cassard et ai, 1991). Les variables étudiées sont la puissance cumulée des sulfures etl'accumulation en Zn des fronts. L'étude variographique dc ces deux variables met cn évidenceune stmcturation des données à deux échelles de distance, avec des portées variant selon les zoneset les directions (tabl. 2). Environ 60 à 70 % de la variabilité totale interviennent dans les 15

(parfois 25) premiers mètres ; il s'agit d'une structure isotrope, comparable à celle obtenue par E.Ildefonso (op. cit.). La seconde structure représente le reste dc la variabilité, avec une portéehorizontale variant de 60 à 80 m ct une portée verticale comprise entre 25 et 60 m. Cettestmcture est anisotrope dans environ 50 % des cas, la portée maximale s'observant toujours selonla direction horizontale. Les portées les plus longues (80 m) apparaissent uniquement dans lapartie supérieure de la mine principale (i.e. pour Z > cote +100).

A partir de l'étude variographique, une cartographie de la puissance minéralisée ct dcl'accumulation (fig. 15) a été réalisée par krigeage sur une grille de points, pour les veines du toitet du mur. Cette approche ne permet pas de déceler un "pitch global" net à l'échelle du gisement.

' Pour plus de détails sur la théorie géostatistique, on pourra se référer à G. Matheron (1970) etA. G, Joumel (1977).


Io

CoVI

?>CO

C)

t

CoC)

toCo

ZONELOCALISATION

GuestMine principale

EstMine principale

Bas (z<100)Mine principale

Est Rouquis

Quest Rouquis

TYPE DEDONNEES

C)

plans

plans

photos

photos

photos

VEINE DU TOIT

EFFETPEPITE

0.10

0,10

0,15

0,15

0,15

STRUCTURE 1

C, A,

0,5 15 m

-

0,6 15 m

0,6 15 m

0,6 15 m

STRUCTURE 2

^2 ^22 ^2X

0.4

0,9

0,3

0,3

0,3

40 m 80 m

60 m 60 m

25 m 60 m

25 m 25 m

60 m 60 m

VEINE DU MUR

EFFEIPEPITE

0.1

0.1

0.15

0.15

STRUCTURE I

C, A,

0,5 15 m

0,5 15m

0.4 15 m

0,6 15 m

STRUCTURE 2

^2 ^2Z ^2X

0,4

0.4

0.5

0.3

60 m

40 m

25 m

25 m

60 m

80 m

60 m

60 m

C| ct A| = palier et portée de la stmcture 1

hz

^2X

= palier de la stmcture 2

= portée selon la direction Z (verticale) - stmcture 2

= portée selon la direction X (horizontale) - stmcture 2

NB. : les modèles dc variogrammes associés aux stmctures 1 ct 2 sont des modèles sphériques.

(*) Plans : données obtenues par digitalisation sur des plans de mine.

Photos : données obtenues par traitement d'image à partir de photos des fronts de taille.

Q>

3*

ir?"

to

Q>Ot6

O

«Q"

3"et¡

§

a'

Sto"Ql

ato

CoCD

Tabl. 2 - Modélisation (par zones) de la stmcture spatiale des veines du toit ct du mur à partirdes ajustements des variogrammes de la variable accumulation [d'après D. Cassard etai (1991)].

Io

CoVI

?>CO

C)

t

CoC)

toCo

ZONELOCALISATION

GuestMine principale

EstMine principale

Bas (z<100)Mine principale

Est Rouquis

Quest Rouquis

TYPE DEDONNEES

C)

plans

plans

photos

photos

photos

VEINE DU TOIT

EFFETPEPITE

0.10

0,10

0,15

0,15

0,15

STRUCTURE 1

C, A,

0,5 15 m

-

0,6 15 m

0,6 15 m

0,6 15 m

STRUCTURE 2

^2 ^22 ^2X

0.4

0,9

0,3

0,3

0,3

40 m 80 m

60 m 60 m

25 m 60 m

25 m 25 m

60 m 60 m

VEINE DU MUR

EFFEIPEPITE

0.1

0.1

0.15

0.15

STRUCTURE I

C, A,

0,5 15 m

0,5 15m

0.4 15 m

0,6 15 m

STRUCTURE 2

^2 ^2Z ^2X

0,4

0.4

0.5

0.3

60 m

40 m

25 m

25 m

60 m

80 m

60 m

60 m

C| ct A| = palier et portée de la stmcture 1

hz

^2X

= palier de la stmcture 2

= portée selon la direction Z (verticale) - stmcture 2

= portée selon la direction X (horizontale) - stmcture 2

NB. : les modèles dc variogrammes associés aux stmctures 1 ct 2 sont des modèles sphériques.

(*) Plans : données obtenues par digitalisation sur des plans de mine.

Photos : données obtenues par traitement d'image à partir de photos des fronts de taille.

Q>

3*

ir?"

to

Q>Ot6

O

«Q"

3"et¡

§

a'

Sto"Ql

ato

CoCD

Tabl. 2 - Modélisation (par zones) de la stmcture spatiale des veines du toit ct du mur à partirdes ajustements des variogrammes de la variable accumulation [d'après D. Cassard etai (1991)].

O

CD

5)CoVICTï\JCO

toCï

toCo

I r% Zn X m

> 80 K\N 20-30

601800 602000 602200 602400 602600 602800 603000

F«/7/eSereiagne

603200 m

Cb

inQ)

to

«ft

trtí

o

"Q"3"

to

2R"Ql

o"(o

Fig. 15 - Cartographie par krigeage de l'accumulation en zinc pour la veine du toit de la mineprincipale [d'après D. Cassard et ai (1991), modifié].

Coto

O

CD

5)CoVICTï\JCO

toCï

toCo

I r% Zn X m

> 80 K\N 20-30

601800 602000 602200 602400 602600 602800 603000

F«/7/eSereiagne

603200 m

Cb

inQ)

to

«ft

trtí

o

"Q"3"

to

2R"Ql

o"(o

Fig. 15 - Cartographie par krigeage de l'accumulation en zinc pour la veine du toit de la mineprincipale [d'après D. Cassard et ai (1991), modifié].

Coto


La structuration est à tendance horizontale dans la partie supérieure ouest de la mine principale,plutôt verticale, en colonnes, dans la partie inférieure ouest de la mine principale ct au RouquisOuest, et de type "globulaire" au niveau des chantiers 46E et 56E. Une telle variabilité estprobablement imputable en grande partie à la cinématique du filon qui évolue dans le temps(D. Cassard e/û/., 1988).

L'imbrication de deux structures de portées différentes, a des implications au niveau del'exploitation : à l'amont de la cote + 50, les grands ensembles minéralisés sont constitués par unesuccession d'ouvertures lenticulaires de 30 à 60 m de longueur, étirées plus ou moinsparallèlement aux épontes. En revanche, sous la cote + 50 et dans une moindre mesure auRouquis, les corps minéralisés tendent à se réduire à des lentilles de 20-30 m de long, ce qui se

traduit par un morcellement des chantiers.

L'exploitation du gisement a par ailleurs montré que c'est dans la partie ouest de la mineprincipale, là où la veine du toit se rapproche du toit du filon, puissant d'une soixantaine dcmètres dans ce secteur, et se maintient à une dizaine de mètres dc cette limite, que lesminéralisations présentent leur meilleure extension verticale. En revanche, lorsque la veine dutoit s'accole au toit de la stmcture, l'ouverture se resserre et détermine un morcellement des

lentilles. Dans la partie est dc la mine, il n'y a pas de position équivalente, puisque l'ouverturerevient progressivement contre le mur du filon. Ces données sont cohérentes avec les résultats dcl'analyse cinématique de la stmcture de Saint-Salvy (jeu initial décrochant dextre - cf. infra).L'extension de la mine du Rouquis, plus faible que celle de la mine principale, ne permet pas cetype d'analyse.

5. CINEMATIQUE DE LA STRUCTURE FILONIENNE ETMISE EN PLACE DES MINERALISATIONS

Abstraction faite de décalages obliques probablement tardifs, la structure de Saint-Salvy aenregistré trois épisodes principaux de déformation cassante. Il s'agit :

- d'une tectonique décrochante dextre, qui est à l'origine de la stmcture et va générer des zonesen transtension qui vont guider la mise en place de la minéralisation. Cette tectonique évolue, aumoins localement, vers un jeu cn faille normale, en raison du développement d'une composanteextensive dc plus cn plus affirmée avec le temps ;

- d'un rejeu en faille normale, lié à une distension N-S, qui accentue les effets de l'épisodeantérieur ;

- d'un rejeu en faille inverse, probablement pyrénéen, qui ne perturbe que modérément lesstructures antérieures.

C'est au cours du premier épisode de déformation que se met en place la minéralisationéconomique.



La structuration est à tendance horizontale dans la partie supérieure ouest de la mine principale,plutôt verticale, en colonnes, dans la partie inférieure ouest de la mine principale ct au RouquisOuest, et de type "globulaire" au niveau des chantiers 46E et 56E. Une telle variabilité estprobablement imputable en grande partie à la cinématique du filon qui évolue dans le temps(D. Cassard e/û/., 1988).

L'imbrication de deux structures de portées différentes, a des implications au niveau del'exploitation : à l'amont de la cote + 50, les grands ensembles minéralisés sont constitués par unesuccession d'ouvertures lenticulaires de 30 à 60 m de longueur, étirées plus ou moinsparallèlement aux épontes. En revanche, sous la cote + 50 et dans une moindre mesure auRouquis, les corps minéralisés tendent à se réduire à des lentilles de 20-30 m de long, ce qui se

traduit par un morcellement des chantiers.

L'exploitation du gisement a par ailleurs montré que c'est dans la partie ouest de la mineprincipale, là où la veine du toit se rapproche du toit du filon, puissant d'une soixantaine dcmètres dans ce secteur, et se maintient à une dizaine de mètres dc cette limite, que lesminéralisations présentent leur meilleure extension verticale. En revanche, lorsque la veine dutoit s'accole au toit de la stmcture, l'ouverture se resserre et détermine un morcellement des

lentilles. Dans la partie est dc la mine, il n'y a pas de position équivalente, puisque l'ouverturerevient progressivement contre le mur du filon. Ces données sont cohérentes avec les résultats dcl'analyse cinématique de la stmcture de Saint-Salvy (jeu initial décrochant dextre - cf. infra).L'extension de la mine du Rouquis, plus faible que celle de la mine principale, ne permet pas cetype d'analyse.

5. CINEMATIQUE DE LA STRUCTURE FILONIENNE ETMISE EN PLACE DES MINERALISATIONS

Abstraction faite de décalages obliques probablement tardifs, la structure de Saint-Salvy aenregistré trois épisodes principaux de déformation cassante. Il s'agit :

- d'une tectonique décrochante dextre, qui est à l'origine de la stmcture et va générer des zonesen transtension qui vont guider la mise en place de la minéralisation. Cette tectonique évolue, aumoins localement, vers un jeu cn faille normale, en raison du développement d'une composanteextensive dc plus cn plus affirmée avec le temps ;

- d'un rejeu en faille normale, lié à une distension N-S, qui accentue les effets de l'épisodeantérieur ;

- d'un rejeu en faille inverse, probablement pyrénéen, qui ne perturbe que modérément lesstructures antérieures.

C'est au cours du premier épisode de déformation que se met en place la minéralisationéconomique.



5.1. LE JEU DECROCHANT DEXTRE INITUL

Les empreintes de cette déformation ont été identifiées dans les schistes noirs et les aplites, situésau mur^ de la stmcture de Saint-Salvy, ainsi que dans la caisse filonienne. Dans cette demière,les critères cinématiqucs associés au jeu initial font fréquemment défaut ou sont peu lisibles, carils ont été oblitérés et/ou altérés par les jeux ultérieurs.

Dans les schistes noirs (fig. 16a), la déformation correspond à des rejeux sur les plans de

schistosité S2. Elle est matérialisée par des stries très fines et régulières présentant un pitchfaible^ (1 à 25° WSW), qui indiquent systématiquement un sens de mouvement dextre. Cettedéformation n'est penetrative à aucune des échelles d'observation. A l'échelle de l'affleurement oude la galerie, elle tend à se concentrer dans des bandes dc puissance métrique orientéesparallèlement à la structure dc Saint-Salvy. A l'échelle de l'échantillon ou de la lame mince, ladéformation est concentrée seulement sur certains plans et ne paraît pas affecter la structureintime de la roche : il n'y a pas de trace de recristallisation, ni de déformation plastique. Cettedéformation ne s'accompagne d'aucune schistosité ; elle reste essentiellement cassante et témoigned'un niveau structural élevé (M. Mattauer, 1973).

Dans les aplites (fig. 16b), le jeu initial a été identifié au niveau des galeries d'accès au chantier56E (D. Cassard et Y. Gros, 1989). Là encore, il s'agit d'une déformation typiquement cassantequi initie des plans de fracture et active des discontinuités antérieures telles que des jointsmagmatiques précoces.

Deux familles de plans (système conjugué) ont joué lors de cette déformation précoce : (i) unefamille directionnelle N 65° E - N 85° E à pendages forts, généralement N à NW et plus rarementSE, pour laquelle les sens de mouvement sont à dominante dextre ou dextre-inverse ct (ii) unefamille directionnelle N 125° E - N 160° E présentant des pendages variables vers le NE ct unecinématique à dominante sénestre ou scncstre-normale.

L'existence de plusieurs familles directionnelles dc fractures contemporaines autorise le calculd'un tenseur moyen des contraintes responsable des mouvements observés. Le calcul, utilise leprogramme CAREYLU développé au BRGM par M. L. Noyer (1981) sur la base des travaux deE. Carey (1976, 1979) et donne les résultats suivants (D. Cassard et Y. Gros, 1989) (fig. 16c) :

- la contrainte principale maximale a\ a un azimut proche de la direction E-W (N 102° E) avecun faible plongement vers l'ouest. La contrainte principale minimale ff3 est sub-méridienne avecun plongement vers le sud de 23° ct la contrainte al est très redressée ;

- le rapport * des contraintes [(al - a3) / («ri - (t3)] est élevé : 0,86. La valeur dc al est donc peudifférente dc celle de a\. Ces deux contraintes sont très supérieures à (t3.

^ Tous les accès de la mine (descenderies, travers-bancs) sont situés au mur de la structure. Le toit dufilon est uniquement connu par sondage.

^ Le terme pitch est ¡ci employé au sens structural : il s'agit de l'angle que fait une ligne avec unehorizontale du plan porteur, angle mesuré dans le plan porteur. Les valeurs vont de 0° pour uneligne parallèle à l'azimut du plan porteur, à 90° pour une ligne parallèle à la ligne de plus grandepente et cela quel que soit le pendage du plan considéré. Au sens minier, le terme pitch est

équivalent de plongement.



5.1. LE JEU DECROCHANT DEXTRE INITUL

Les empreintes de cette déformation ont été identifiées dans les schistes noirs et les aplites, situésau mur^ de la stmcture de Saint-Salvy, ainsi que dans la caisse filonienne. Dans cette demière,les critères cinématiqucs associés au jeu initial font fréquemment défaut ou sont peu lisibles, carils ont été oblitérés et/ou altérés par les jeux ultérieurs.

Dans les schistes noirs (fig. 16a), la déformation correspond à des rejeux sur les plans de

schistosité S2. Elle est matérialisée par des stries très fines et régulières présentant un pitchfaible^ (1 à 25° WSW), qui indiquent systématiquement un sens de mouvement dextre. Cettedéformation n'est penetrative à aucune des échelles d'observation. A l'échelle de l'affleurement oude la galerie, elle tend à se concentrer dans des bandes dc puissance métrique orientéesparallèlement à la structure dc Saint-Salvy. A l'échelle de l'échantillon ou de la lame mince, ladéformation est concentrée seulement sur certains plans et ne paraît pas affecter la structureintime de la roche : il n'y a pas de trace de recristallisation, ni de déformation plastique. Cettedéformation ne s'accompagne d'aucune schistosité ; elle reste essentiellement cassante et témoigned'un niveau structural élevé (M. Mattauer, 1973).

Dans les aplites (fig. 16b), le jeu initial a été identifié au niveau des galeries d'accès au chantier56E (D. Cassard et Y. Gros, 1989). Là encore, il s'agit d'une déformation typiquement cassantequi initie des plans de fracture et active des discontinuités antérieures telles que des jointsmagmatiques précoces.

Deux familles de plans (système conjugué) ont joué lors de cette déformation précoce : (i) unefamille directionnelle N 65° E - N 85° E à pendages forts, généralement N à NW et plus rarementSE, pour laquelle les sens de mouvement sont à dominante dextre ou dextre-inverse ct (ii) unefamille directionnelle N 125° E - N 160° E présentant des pendages variables vers le NE ct unecinématique à dominante sénestre ou scncstre-normale.

L'existence de plusieurs familles directionnelles dc fractures contemporaines autorise le calculd'un tenseur moyen des contraintes responsable des mouvements observés. Le calcul, utilise leprogramme CAREYLU développé au BRGM par M. L. Noyer (1981) sur la base des travaux deE. Carey (1976, 1979) et donne les résultats suivants (D. Cassard et Y. Gros, 1989) (fig. 16c) :

- la contrainte principale maximale a\ a un azimut proche de la direction E-W (N 102° E) avecun faible plongement vers l'ouest. La contrainte principale minimale ff3 est sub-méridienne avecun plongement vers le sud de 23° ct la contrainte al est très redressée ;

- le rapport * des contraintes [(al - a3) / («ri - (t3)] est élevé : 0,86. La valeur dc al est donc peudifférente dc celle de a\. Ces deux contraintes sont très supérieures à (t3.

^ Tous les accès de la mine (descenderies, travers-bancs) sont situés au mur de la structure. Le toit dufilon est uniquement connu par sondage.

^ Le terme pitch est ¡ci employé au sens structural : il s'agit de l'angle que fait une ligne avec unehorizontale du plan porteur, angle mesuré dans le plan porteur. Les valeurs vont de 0° pour uneligne parallèle à l'azimut du plan porteur, à 90° pour une ligne parallèle à la ligne de plus grandepente et cela quel que soit le pendage du plan considéré. Au sens minier, le terme pitch est

équivalent de plongement.



-E ^L

PROJECTION DE SCHMIDT HEMISPHERE INFERIEUR26 masures

Schistosité 82 y Strie indéterminéeStrie dextre

Directions des contraintesprincipales (en degrés)

Ul : N 102 Í 10 W

(72 : N 34 E 64 N

0-3 : N 7 E 23 S

R«pport det contraint*!. cr2-o-3

<î>» -=0.860

Histogramme des angles2 entre stries observées

et calculéesI (1B plans de tailles)

AngUt

Projection stéréographiqueOes contraintes principales

10 20 30 40 50 60 70 60 SO

Cercle de MOHR

o-i en an

PROJECTION DE SCHMIDT HEMISPHERE INFERIEUR40 mesures

0

0¿.

A

Faille indéterminéeFaille normaleFaille inverseFaille dextreFaille sénestre

p:<^

tO^-o^

Strie indéterminéeStrie normaleStrie InverseStrie dextreStrie sénestre


O Faille indéterminée ^ Strie indéterminéeFaille normale ^ Strie normale

A Faille dextre -«-O^ Strie dextre

Fig. 16 - Données relatives à la tectonique décrochante dextre et à son évolution : (a) rejeux surles plans de schistosité S2, dans les schistes du mur ; (b) développement d'un systèmeconjugué de décrochements dans les aplites du mur ; (c) calcul du tenseur moyen des

contraintes dans les aplites ; (d) évolution de la tectonique décrochante dextre au seindes veines du mur et du toit : apparition et développement d'une composante normale.



-E ^L

PROJECTION DE SCHMIDT HEMISPHERE INFERIEUR26 masures

Schistosité 82 y Strie indéterminéeStrie dextre

Directions des contraintesprincipales (en degrés)

Ul : N 102 Í 10 W

(72 : N 34 E 64 N

0-3 : N 7 E 23 S

R«pport det contraint*!. cr2-o-3

<î>» -=0.860

Histogramme des angles2 entre stries observées

et calculéesI (1B plans de tailles)

AngUt

Projection stéréographiqueOes contraintes principales

10 20 30 40 50 60 70 60 SO

Cercle de MOHR

o-i en an


0

0¿.

A

Faille indéterminéeFaille normaleFaille inverseFaille dextreFaille sénestre

p:<^

tO^-o^

Strie indéterminéeStrie normaleStrie InverseStrie dextreStrie sénestre


O Faille indéterminée ^ Strie indéterminéeFaille normale ^ Strie normale

A Faille dextre -«-O^ Strie dextre

Fig. 16 - Données relatives à la tectonique décrochante dextre et à son évolution : (a) rejeux surles plans de schistosité S2, dans les schistes du mur ; (b) développement d'un systèmeconjugué de décrochements dans les aplites du mur ; (c) calcul du tenseur moyen des

contraintes dans les aplites ; (d) évolution de la tectonique décrochante dextre au seindes veines du mur et du toit : apparition et développement d'une composante normale.



5.2. EVOLUTION DU JEU DECROCHANT DEXTRE ET REJEUX ULTE¬RIEURS DE LA STRUCTURE

L'évolution de la tectonique décrochante dextre initiale est surtout visible dans la caisse filonienneoù s'est rapidement localisée la déformation ct plus particulièrement au sein des veines du toit etdu mur. Cette évolution est illustrée par le stéréogramme de la figure 16d et appelle quelquescommentaires :

a/ les pôles des plans de faille se regroupent autour d'une direction moyenne correspondant à des

plans orientés N 80° E. Les pendages sont en majorité vers le sud, avec une valeur moyennevoisine de 80° S ;

b/ les stries décrochantes "pures" sont fréquentes. Elles sont surtout visibles aux épontes des

corps siliceux, mais également sur celles des filonnets à sidérite / sphalerite ou sphaleriteseule, indiquant que la tectonique décrochante dextre est encore active au moment ou laminéralisation se met en place (fig. 17) ;

c/ un fait remarquable, est l'éventail ouvert dessiné par les stries qui couvre toute la gamme des

pitchs, depuis les jeux décrochants purs jusqu'aux failles normales. Les stries faiblementinclinées traduisent l'apparition d'une composante normale ; elles sont ubiquistes au sein des

veines du toit et du mur. Lorsque le jeu normal s'accentue (stries plus redressées), il peutprésenter des composantes sénestres plus ou moins intenses.

La chronologie relative des jeux se distingue aisément : certains plans de faille portent deuxgénérations de stries ; les stries les plus anciennes, qui sont les plus discrètes ct les moinsnettes, ont toujours un pitch plus faible que les stries les plus récentes ;

d/ les stries normales forment une famille composite ; elles sont de deux types :

- certaines, fines, "en aiguille", très comparables à celles évoquées précédemment, sont portéespar des plans de faille peu puissants, incurvés et d'extension limitée, qui soulignent des

contacts entre faciès différents, minéralisés ou non, ou plus rarement les recoupent.L'importance des décalages verticaux n'est pas aisée à estimer, compte-tenu de la difficulté àétablir des corrélations entre les tranches d'exploitation ; en tout état de cause, ce jeu en faillenormale ne paraît pas induire de désorganisation importante au sein des veines. Il estinterprété comme marquant la fin du premier épisode de déformation. Il accompagnerait /?roparte et scellerait la mise en place de la minéralisation économique :

(i) dans l'interfilonien, de nombreux filonnets à sidérite et sphalerite ou sphalerite seule, ontune orientation proche de N 80° E, mais un pendage nord opposé à celui de la structureprincipale. De tels filonnets pourraient correspondre à des remplissages de petites faillesconjuguées, associées à un jeu de la stmcture principale ayant, au moins localement, uneforte composante normale (D. Cassard et Y. Gros, 1989) ;

(ii)la minéralisation est localement recoupée par ces failles normales (cf. supra).



5.2. EVOLUTION DU JEU DECROCHANT DEXTRE ET REJEUX ULTE¬RIEURS DE LA STRUCTURE

L'évolution de la tectonique décrochante dextre initiale est surtout visible dans la caisse filonienneoù s'est rapidement localisée la déformation ct plus particulièrement au sein des veines du toit etdu mur. Cette évolution est illustrée par le stéréogramme de la figure 16d et appelle quelquescommentaires :

a/ les pôles des plans de faille se regroupent autour d'une direction moyenne correspondant à des

plans orientés N 80° E. Les pendages sont en majorité vers le sud, avec une valeur moyennevoisine de 80° S ;

b/ les stries décrochantes "pures" sont fréquentes. Elles sont surtout visibles aux épontes des

corps siliceux, mais également sur celles des filonnets à sidérite / sphalerite ou sphaleriteseule, indiquant que la tectonique décrochante dextre est encore active au moment ou laminéralisation se met en place (fig. 17) ;

c/ un fait remarquable, est l'éventail ouvert dessiné par les stries qui couvre toute la gamme des

pitchs, depuis les jeux décrochants purs jusqu'aux failles normales. Les stries faiblementinclinées traduisent l'apparition d'une composante normale ; elles sont ubiquistes au sein des

veines du toit et du mur. Lorsque le jeu normal s'accentue (stries plus redressées), il peutprésenter des composantes sénestres plus ou moins intenses.

La chronologie relative des jeux se distingue aisément : certains plans de faille portent deuxgénérations de stries ; les stries les plus anciennes, qui sont les plus discrètes ct les moinsnettes, ont toujours un pitch plus faible que les stries les plus récentes ;

d/ les stries normales forment une famille composite ; elles sont de deux types :

- certaines, fines, "en aiguille", très comparables à celles évoquées précédemment, sont portéespar des plans de faille peu puissants, incurvés et d'extension limitée, qui soulignent des

contacts entre faciès différents, minéralisés ou non, ou plus rarement les recoupent.L'importance des décalages verticaux n'est pas aisée à estimer, compte-tenu de la difficulté àétablir des corrélations entre les tranches d'exploitation ; en tout état de cause, ce jeu en faillenormale ne paraît pas induire de désorganisation importante au sein des veines. Il estinterprété comme marquant la fin du premier épisode de déformation. Il accompagnerait /?roparte et scellerait la mise en place de la minéralisation économique :

(i) dans l'interfilonien, de nombreux filonnets à sidérite et sphalerite ou sphalerite seule, ontune orientation proche de N 80° E, mais un pendage nord opposé à celui de la structureprincipale. De tels filonnets pourraient correspondre à des remplissages de petites faillesconjuguées, associées à un jeu de la stmcture principale ayant, au moins localement, uneforte composante normale (D. Cassard et Y. Gros, 1989) ;

(ii)la minéralisation est localement recoupée par ces failles normales (cf. supra).



Fig. 17 - Persistance de la tectonique décrochante dextre pendant la mise en place de laminéralisation économique : mine principale, travers-banc d'accès au chantier 72W,tranche d'exploitation TO. Nombreux petits filonnets de sidérite et sphalerite dans lescalcschistes situés entre la veine du toit (exploitée) et la veine du mur (extrêmementréduite, non exploitée) : le filonnet situé au dessus du marteau (flèche noire) décale lastratification avec un jeu apparent inverse. L'examen des stries imprimées dansl'cpontc du filonnet et moulées par la sidérite, indique en fait un jeu décrochant dextre(pitch W 22°).



- les autres stries normales correspondent à de puissantes cannelures développées aux épontesdes veines minéralisées et plus particulièrement de la veine du toit. Les plans de glissementsont lustrés et apparaissent au sein d'un matériaux broyé et argilisé de t>pe "gouge" (M.W.Higgins, 1971 ; E.H. Rutter eM/., 1986 ; R.H. Sibson, 1977, 1990).

Il est évidemment délicat de faire la part des effets respectifs de ces deux jeux en faille normale.Ils contribuent conjointement à provoquer l'effondrement du toit de la stmcture de Saint-Salvy surplusieurs centaines de mètres : les aplites, présentes au mur de la stmcture et dans la caissefilonienne, n'ont jamais été retrouvées dans les sondages effectués à partir de la surface, qui ontrecoupé les schistes du toit. Toutefois, étant donné la taille et la continuité horizontale et verticaledes stmctures, il paraît réaliste d'attribuer un rôle prépondérant au second jeu normal^ et de lerattacher à un épisode tectonique majeur, en l'occurrence la distension N-S généraliséepcrmo-triasiquc (D. Bonijoly et C. Castaing, 1984, 1987 ; J.L. Blés et ai, 1989).

Le demier épisode tectonique ayant clairement affecté la stmcture de Saint-Salvy s'est semble t-ilproduit au Tertiaire lors de la compression pyrénéenne. Cette datation trouve une confirmationindirecte dans l'existence de déformations tectoniques identiques et dc remobilisations, à la foisdans le chapeau de fer d'âge anté-éocène (A. Kosakevitch et ai, in prep. [b]) ct dans la caisse nonaltérée (A. Kosakevitch et ai, in prep. [c]). Lors de cet épisode, la stmcture rejoue en failleinverse à composante sénestre. Les effets de cet épisode de déformation sont inégalement répartiset n'engendrent pas de décalage important de la minéralisation. L'effet le plus spectaculaire est laformation d'une brèche compressive appelée "brèche béton" dans laquelle des cléments anguleuxde schistes silicifiés, de carbonates précoces et surtout de minerai, sont cimentés par de la calcite.Cette calcite est également présente en petite quantité dans le reste de la caisse filonienne sousforme de filonnets recoupant toutes les structures antérieures. Elle n'est affectée par aucunetectonique tardive et paraît donc sceller les demiers mouvements de la structure de Saint-Salvy.

Enfin, deux types de failles tardives sont susceptibles de décaler la minéralisation du filon dcSaint-Salvy de manière significative : les failles N 150° E à N-S et les failles de type Sardagne.Les failles orientées N 150° E à N-S, à pendage fort soit NE soit SW, sont caractérisées par unecinématique dextre. Une de ces failles (Fb-Fb'; fig. 5), qui est connue sur plus de 400 mverticalement, provoque une torsion des veines minéralisées et leur décalage latéral sur unequinzaine de mètres. La faille dc Sardagne, dont l'existence est mise cn évidence par lacartographie tant en surface qu' en mine, est orientée N 10-20° E, avec un pendage sub-vertical àfort vers l'ouest. Etant inaccessible en travaux miniers et quasiment invisible en surface (leproblème est identique pour la faille de l'expansion quartzeuse), sa cinématique précise resteinconnue. Les décalages apparents observés sur plans, suggèrent un jeu normal important(abaissement du panneau de la mine principale sur environ 300 m), avec une composantehorizontale sénestre très faible de l'ordre de la dizaine de mètres. Cette disposition implique que levecteur mouvement soit sub-parallèle au plan du filon de Saint-Salvy.

^ Ces deux jeux en faille normale présentent les mêmes relations chronologiques vis à vis des

déformations antérieures. La chronologie relative proposée ici repose sur la logique d'évolution dusystème et prend en compte l'évolution structurale régionale (cf. § 8).



- les autres stries normales correspondent à de puissantes cannelures développées aux épontesdes veines minéralisées et plus particulièrement de la veine du toit. Les plans de glissementsont lustrés et apparaissent au sein d'un matériaux broyé et argilisé de t>pe "gouge" (M.W.Higgins, 1971 ; E.H. Rutter eM/., 1986 ; R.H. Sibson, 1977, 1990).

Il est évidemment délicat de faire la part des effets respectifs de ces deux jeux en faille normale.Ils contribuent conjointement à provoquer l'effondrement du toit de la stmcture de Saint-Salvy surplusieurs centaines de mètres : les aplites, présentes au mur de la stmcture et dans la caissefilonienne, n'ont jamais été retrouvées dans les sondages effectués à partir de la surface, qui ontrecoupé les schistes du toit. Toutefois, étant donné la taille et la continuité horizontale et verticaledes stmctures, il paraît réaliste d'attribuer un rôle prépondérant au second jeu normal^ et de lerattacher à un épisode tectonique majeur, en l'occurrence la distension N-S généraliséepcrmo-triasiquc (D. Bonijoly et C. Castaing, 1984, 1987 ; J.L. Blés et ai, 1989).

Le demier épisode tectonique ayant clairement affecté la stmcture de Saint-Salvy s'est semble t-ilproduit au Tertiaire lors de la compression pyrénéenne. Cette datation trouve une confirmationindirecte dans l'existence de déformations tectoniques identiques et dc remobilisations, à la foisdans le chapeau de fer d'âge anté-éocène (A. Kosakevitch et ai, in prep. [b]) ct dans la caisse nonaltérée (A. Kosakevitch et ai, in prep. [c]). Lors de cet épisode, la stmcture rejoue en failleinverse à composante sénestre. Les effets de cet épisode de déformation sont inégalement répartiset n'engendrent pas de décalage important de la minéralisation. L'effet le plus spectaculaire est laformation d'une brèche compressive appelée "brèche béton" dans laquelle des cléments anguleuxde schistes silicifiés, de carbonates précoces et surtout de minerai, sont cimentés par de la calcite.Cette calcite est également présente en petite quantité dans le reste de la caisse filonienne sousforme de filonnets recoupant toutes les structures antérieures. Elle n'est affectée par aucunetectonique tardive et paraît donc sceller les demiers mouvements de la structure de Saint-Salvy.

Enfin, deux types de failles tardives sont susceptibles de décaler la minéralisation du filon dcSaint-Salvy de manière significative : les failles N 150° E à N-S et les failles de type Sardagne.Les failles orientées N 150° E à N-S, à pendage fort soit NE soit SW, sont caractérisées par unecinématique dextre. Une de ces failles (Fb-Fb'; fig. 5), qui est connue sur plus de 400 mverticalement, provoque une torsion des veines minéralisées et leur décalage latéral sur unequinzaine de mètres. La faille dc Sardagne, dont l'existence est mise cn évidence par lacartographie tant en surface qu' en mine, est orientée N 10-20° E, avec un pendage sub-vertical àfort vers l'ouest. Etant inaccessible en travaux miniers et quasiment invisible en surface (leproblème est identique pour la faille de l'expansion quartzeuse), sa cinématique précise resteinconnue. Les décalages apparents observés sur plans, suggèrent un jeu normal important(abaissement du panneau de la mine principale sur environ 300 m), avec une composantehorizontale sénestre très faible de l'ordre de la dizaine de mètres. Cette disposition implique que levecteur mouvement soit sub-parallèle au plan du filon de Saint-Salvy.

^ Ces deux jeux en faille normale présentent les mêmes relations chronologiques vis à vis des

déformations antérieures. La chronologie relative proposée ici repose sur la logique d'évolution dusystème et prend en compte l'évolution structurale régionale (cf. § 8).



5.3. MISE EN PLACE DE LA MINERALISATION, RELATIONS AVEC LESDEFORMATIONS ET ESSAI DE CALAGE CHRONOLOGIQUE

La tectonique transcurrente dextre, qui accompagne la mise en place du granite du Sidobre, se

poursuit au delà de la transition ductile-fragile et contrôle la mise en place des dykesd'aplo-pegmatite qui clôture la fin de cet épisode magmatique. Elle est à l'origine dudéveloppement de la zone de cisaillement qui va porter le fiitur filon de Saint-Salvy. En réponse àla dilatance qui accompagne la création de toute zone de cisaillement fragile (e.g. J.L. Blés etB. Feuga, 1981 ; J.F. Gamond, 1983 ; A. Nicolas, 1984), se produit une silicification qui a poureffet d'armer la stmcture, suivie par quelques venues de carbonates (D. Cassard et Y. Gros,1989 ; E. Marcoux, 1989 - cf infra).

Postérieurement à ces dépôts, se produit un important épisode de bréchification qui traduit lepassage du régime en cisaillement simple à un régime cisaillant à composante extensive. Cetteévolution est probablement facilitée par le fait que le rapport 4> des contraintes principales estélevé (0,86), favorisant d'éventuelles permutations a\ I al et le passage, au moins localement, àun jeu à composante normale prépondérante [la nature du mécanisme à l'origine de cette évolutionsera discutée dans le § 8 Interprétation - discussion]. Cet épisode de bréchification marque ledébut de la mise en place de la minéralisation économique avec, en particulier, la formation dc laspectaculaire brèche en cocardes de Saint-Salvy, de type implosion avec effondrement(R.H. Sibson, 1986 ; M. Jébrak, 1992) (fig. 1 1).

La comparaison avec les résultats d'études régionales (J.L. Blés et ai, 1982 ; D. Bonijoly etC. Castaing, 1984, 1987 ; J.L. Blés et ai, 1989) permet d'affiner le calage chronologique relatif àla mise en place de la minéralisation (tabl. 3) : la direction WNW-ESE de la contrainte principalemaximale a\ qui induit le jeu décrochant dextre de la stmcture de Saint-Salvy, est cohérente avecla direction de raccourcissement qui prévalait dans la Massif central au Stéphanien terminal. Cerésultat est compatible avec les données radiométriques relatives au granite du Sidobre, et plusparticulièrement les données ^Âr-^Âr (295-297 Ma - cf. supra). La réactivation cn faillenormale de la stmcture de Saint-Salvy et des autres stmctures du champ filonien lors de ladistension permo-triasique s'intègre correctement dans ce schéma et suggère que le laps de tempsentre la déformation décrochante à composante extensive et ce jeu normal est peut-être très réduit.

6. MINERALOGIE DU REMPLISSAGE FILONIEN

Deux stades de remplissage peuvent être distingués (tabl. 4) :

a/ le premier stade est synchrone du jeu décrochant dextre responsable de la création de lastmcture de Saint-Salvy. Il développe des stockwerks de quartz blanc plus ou moins denses

qui affectent des volumes importants de schistes noirs et/ou d'aplite sur des puissances dcplusieurs dizaines dc mètres. Ce stade est ubiquiste : il s'observe dans toutes les autresstmctures locales (filon de Bmgayroux, filon annexe, etc.). La paragenèse métalliqueassociée à ce quartz est rare et discrète : pyrite-marcasite (en pseudomorphose de pyrrhotite),parfois arsénopyrite (Le Rouquis) en petits cristaux sub-millimétriqucs.



5.3. MISE EN PLACE DE LA MINERALISATION, RELATIONS AVEC LESDEFORMATIONS ET ESSAI DE CALAGE CHRONOLOGIQUE

La tectonique transcurrente dextre, qui accompagne la mise en place du granite du Sidobre, se

poursuit au delà de la transition ductile-fragile et contrôle la mise en place des dykesd'aplo-pegmatite qui clôture la fin de cet épisode magmatique. Elle est à l'origine dudéveloppement de la zone de cisaillement qui va porter le fiitur filon de Saint-Salvy. En réponse àla dilatance qui accompagne la création de toute zone de cisaillement fragile (e.g. J.L. Blés etB. Feuga, 1981 ; J.F. Gamond, 1983 ; A. Nicolas, 1984), se produit une silicification qui a poureffet d'armer la stmcture, suivie par quelques venues de carbonates (D. Cassard et Y. Gros,1989 ; E. Marcoux, 1989 - cf infra).

Postérieurement à ces dépôts, se produit un important épisode de bréchification qui traduit lepassage du régime en cisaillement simple à un régime cisaillant à composante extensive. Cetteévolution est probablement facilitée par le fait que le rapport 4> des contraintes principales estélevé (0,86), favorisant d'éventuelles permutations a\ I al et le passage, au moins localement, àun jeu à composante normale prépondérante [la nature du mécanisme à l'origine de cette évolutionsera discutée dans le § 8 Interprétation - discussion]. Cet épisode de bréchification marque ledébut de la mise en place de la minéralisation économique avec, en particulier, la formation dc laspectaculaire brèche en cocardes de Saint-Salvy, de type implosion avec effondrement(R.H. Sibson, 1986 ; M. Jébrak, 1992) (fig. 1 1).

La comparaison avec les résultats d'études régionales (J.L. Blés et ai, 1982 ; D. Bonijoly etC. Castaing, 1984, 1987 ; J.L. Blés et ai, 1989) permet d'affiner le calage chronologique relatif àla mise en place de la minéralisation (tabl. 3) : la direction WNW-ESE de la contrainte principalemaximale a\ qui induit le jeu décrochant dextre de la stmcture de Saint-Salvy, est cohérente avecla direction de raccourcissement qui prévalait dans la Massif central au Stéphanien terminal. Cerésultat est compatible avec les données radiométriques relatives au granite du Sidobre, et plusparticulièrement les données ^Âr-^Âr (295-297 Ma - cf. supra). La réactivation cn faillenormale de la stmcture de Saint-Salvy et des autres stmctures du champ filonien lors de ladistension permo-triasique s'intègre correctement dans ce schéma et suggère que le laps de tempsentre la déformation décrochante à composante extensive et ce jeu normal est peut-être très réduit.

6. MINERALOGIE DU REMPLISSAGE FILONIEN

Deux stades de remplissage peuvent être distingués (tabl. 4) :

a/ le premier stade est synchrone du jeu décrochant dextre responsable de la création de lastmcture de Saint-Salvy. Il développe des stockwerks de quartz blanc plus ou moins denses

qui affectent des volumes importants de schistes noirs et/ou d'aplite sur des puissances dcplusieurs dizaines dc mètres. Ce stade est ubiquiste : il s'observe dans toutes les autresstmctures locales (filon de Bmgayroux, filon annexe, etc.). La paragenèse métalliqueassociée à ce quartz est rare et discrète : pyrite-marcasite (en pseudomorphose de pyrrhotite),parfois arsénopyrite (Le Rouquis) en petits cristaux sub-millimétriqucs.


Io

§8CoVJOlMCD

C)

O¿0O

toCo

Ma

35

40205

295

300

Evénement

Rejeu en faille inversei composante sénestre

bi¿che "béton"

Rejeu en faille normale

Datation

Eocène supérieur

Métliode da datation

' Analogie avec l'orientation de

la direclioa de raccourcisse¬ment durant la compressionpyrénéenne

' Empreinití de la même défor¬mation dans le chapeau de feranté-éocène

Distension généraliséepermo-triasique

Principales références

Blés era/.. 1989

Kosakevitch elal., in prep.{h)

Blés et tl., 1989Bonijoly et Castaing, 1984,

1987

MISE EN PLACE DE LA MINERALISATION(jeu décrochant i composante extensive évoluant liKalement en faille normale)

Initiation Ju«lécrochant dextre(ol 3 N 102°E)

jeu

Mise en place du granitedu Sidobre

Stéphanien terminal

295 i 4 Ma297 i 4 Ma

Analogie avec l'orientation de

la direction de raccourcisse¬ment dans le Massif central

^'Ar-Âr / biotite^Âr-Âr / feldspath K

Blèst-ra/., 1989Blés ei a A. 1982

Albarèdeeia/.. 1978'

¡n

lï:3

Q)O

5Ci"Q)

O'(0

NJ

Tab!. 3 Calage chronologique des principaux événements relatifs à la création et à l'évolution de

la stmcture de Saint-Salvy. (*) Echelle numérique des temps géologiques (Odin et Odin,1990). () La datation Rb/Sr sur roche totale (281 ± 36 Ma - recalculé ; Hamet etAllègre, 1976), trop imprécise, n'a pas été retenue.

Io

§8CoVJOlMCD

C)

O¿0O

toCo

Ma

35

40205

295

300

Evénement

Rejeu en faille inversei composante sénestre

bi¿che "béton"

Rejeu en faille normale

Datation

Eocène supérieur

Métliode da datation

' Analogie avec l'orientation de

la direclioa de raccourcisse¬ment durant la compressionpyrénéenne

' Empreinití de la même défor¬mation dans le chapeau de feranté-éocène

Distension généraliséepermo-triasique

Principales références

Blés era/.. 1989

Kosakevitch elal., in prep.{h)

Blés et tl., 1989Bonijoly et Castaing, 1984,

1987

MISE EN PLACE DE LA MINERALISATION(jeu décrochant i composante extensive évoluant liKalement en faille normale)

Initiation Ju«lécrochant dextre(ol 3 N 102°E)

jeu


Stéphanien terminal

295 i 4 Ma297 i 4 Ma

Analogie avec l'orientation de

la direction de raccourcisse¬ment dans le Massif central

^'Ar-Âr / biotite^Âr-Âr / feldspath K

Blèst-ra/., 1989Blés ei a A. 1982

Albarèdeeia/.. 1978'

¡n

lï:3

Q)O

5Ci"Q)

O'(0

NJ

Tab!. 3 Calage chronologique des principaux événements relatifs à la création et à l'évolution de

la stmcture de Saint-Salvy. (*) Echelle numérique des temps géologiques (Odin et Odin,1990). () La datation Rb/Sr sur roche totale (281 ± 36 Ma - recalculé ; Hamet etAllègre, 1976), trop imprécise, n'a pas été retenue.

Io

Co

Co

o>NoCQ

C)

O¿0O

toCo

PHASETECTONIQUE

TVPE DEDEFORMATION

QUARTZ ... ...

DOI.OMmî-ANKF.Rmî

SIOnRITE

CALCnï

BARYTINE

pVPPjinTTTF

pvnrp:

MARCASITE

ARSENOrYRm-

SPIlAIFPnT

r.A] FW

CIlAl-COPYRTTE

CIIAI.COCITE, BORNTTE

notn-ANonRiTE

riDPrMrv-ifrnJ

mnAITlTF

TARDI-HERCYNIENNE(Stéphanien terminal)

JEU DECROCHANTDEXTRE

I

JEU DECROCHANT DEXTRE ACOMPOSANTE EXTENSIVE, EVOLUANT

LOCALEMENT EN JEU NORMAL

7'4^ c

s/U. 0

^^^^^ ?

^^^^.^Zn

I

^^

DISTENSIVEPERMO-

TRIASIQUE

REJEU NORMAL

PYRENEENNE .(Eocène supérieur)

REJEU INVERSE

DO

7<l

)-C

^^^

n

m

lï

Q)

eb

O

3-

a"

«/»

O'

CD

Tabl. 4 - Diagramme paragénétique du filon de Saint-Salvy. Dans l'épisode zincifcre, lesréouvertures et les remplissages successifs ont été comprimés en un seul événement. Lesparagenèses supergènes ne sont pas incluses.

Io

Co

Co

o>NoCQ

C)

O¿0O

toCo

PHASETECTONIQUE

TVPE DEDEFORMATION

QUARTZ ... ...

DOI.OMmî-ANKF.Rmî

SIOnRITE

CALCnï

BARYTINE

pVPPjinTTTF

pvnrp:

MARCASITE

ARSENOrYRm-

SPIlAIFPnT

r.A] FW

CIlAl-COPYRTTE

CIIAI.COCITE, BORNTTE

notn-ANonRiTE

riDPrMrv-ifrnJ

mnAITlTF

TARDI-HERCYNIENNE(Stéphanien terminal)

JEU DECROCHANTDEXTRE

I

JEU DECROCHANT DEXTRE ACOMPOSANTE EXTENSIVE, EVOLUANT

LOCALEMENT EN JEU NORMAL

7'4^ c

s/U. 0

^^^^^ ?

^^^^.^Zn

I

^^

DISTENSIVEPERMO-

TRIASIQUE

REJEU NORMAL

PYRENEENNE .(Eocène supérieur)

REJEU INVERSE

DO

7<l

)-C

^^^

n

m

lï

Q)

eb

O

3-

a"

«/»

O'

CD

Tabl. 4 - Diagramme paragénétique du filon de Saint-Salvy. Dans l'épisode zincifcre, lesréouvertures et les remplissages successifs ont été comprimés en un seul événement. Lesparagenèses supergènes ne sont pas incluses.


Le premier stade s'achève localement par un remplissage discret de dolomite-ankérite (LeRouquis, Caria), ou de barytine (filon voisin des Huttes). Ces minéraux apparaissent cnclastes dans la sidérite du second stade, ou aux épontes de filonnets à remplissage de sidérite.Les cristaux de carbonates présentent un coeur dolomitique (Caj 05, Mgg 95) et une périphérieankéritique (Caj jq [Fe + Mn]o6g Mgo^2)- ^^^ '^ ^'" "^^ ^ stade, se développent lespremières cristallisation de sphalerite (sphalerite I).

b/ le second stade représente la minéralisation économique, et débute par une importantebréchification consécutive à l'apparition, tout au moins localement, d'une composanteextensive. Ce phénomène s'accompagne de la mise en place de sidérite et /ou de quartzsporadique, puis de sphalerite (sphalerite II). Ce sulfure n'est abondant que dans le filon de

Saint-Salvy, où le régime décrochant à composante extensive favorise la formation et lapersistance de vides qui sont remplis par la sidérite puis la sphalerite, donnant lieu à laformation de cocardes minéralisées.

La distinction de plusieurs épisodes à l'intérieur de ce stade ne paraît pas justifiée. En effet, aucours du jeu décrochant à composante extensive de la stmcture, les épontes des veines cèdentsporadiquement, pouvant induire des juxtapositions de remplissages minéralisés successifs.Leurs paragenèses sont identiques, avec une augmentation progressive du rapportsphalérite/sidérite. Il s'agit donc bien de discontinuités (spatiales et temporelles) de naturemécanique, se produisant parallèlement à une évolution progressive des solutionsminéralisatrices (A. Kosakevitch et ai, in prep. [a]), et / ou des conditions dc dépôt.

La sidérite, qui précède et accompagne le dépôt dc la sphalerite II, est très abondante (sidériteI) (fig. 18). Sa composition chimique (E. Marcoux, 1989) (tabl. 5), proche de : Fci 70 MnQ iqMgg 10 CaQ ]o , se caractérise par des teneurs notables en MnO (4 à 5,9 %), cn MgO (2,6 à5,2 %) et une absence de ZnO. Au Rouquis, les teneurs en MnO augmentent (3,8 à 9,1 %) etcelles en MgO diminuent légèrement (1,9 à 5,2 %). Le diagramme binaire Fe-Mn ne montrepas d'indice de substitution entre ces deux métaux (E. Marcoux, 1989). Les valeurs en CaO (0à 6 %) sont identiques à celles dc la mine principale.

Le quartz est fréquent dans cette paragenèse, mais généralement accessoire. Il précède souventla sidérite (fig. 18) et, dans certains cas, il peut développer des lisérés millimétriques encocarde autour des éléments bréchiques, occupant ainsi la place texturale du carbonate qui estpratiquement absent (fig. 19). Le quartz apparaît aussi après la sphalerite II, cn saupoudragesou en remplissages de cavités géodiques et de veinules minéralisées (H. Gistau et ai, 1985).Lc rattachement de cette demière génération de quartz à la paragenèse à sidérite I et sphaleriteII demeure cependant hypothétique.

La sphalerite II est sombre et le plus souvent massive. Elle représente la minéralisationéconomique du gisement et est le seul sulfure visible au front de taille. Largement cristallisée,elle est parfois riche en inclusions de chalcopyrite associée à des traces de bornite, chalcocite,boulangérite ct pyrrhotite. Les analyses chimiques (fig. 20) font état dc teneurs en fersystématiques et de valeur assez constante (0,5 % à 6 % Fe, la moyenne s'établissant autourde 2,3 %) sans corrélation avec la position de l'échantillon dans le filon. Les teneurs cncadmium (0,1 à 0,8 %) et surtout en germanium (jusqu'à 2600 ppm) sont fortes et

caractéristiques du minerai de Saint-Salvy. Le cadmium est surtout abondant à la périphériedes cristaux de sphalerite (J. Halfon et A. Rosique, 1973) où il peut être exprimé sous formed'une couronne de greenockite (R. Pierrot et ai, 1976). Les analyses ICP/MS à ablation lasersur sphalerites montrent la présence constante d'éléments traces comme Pb (0,18 à 8,6 %), Sb



Le premier stade s'achève localement par un remplissage discret de dolomite-ankérite (LeRouquis, Caria), ou de barytine (filon voisin des Huttes). Ces minéraux apparaissent cnclastes dans la sidérite du second stade, ou aux épontes de filonnets à remplissage de sidérite.Les cristaux de carbonates présentent un coeur dolomitique (Caj 05, Mgg 95) et une périphérieankéritique (Caj jq [Fe + Mn]o6g Mgo^2)- ^^^ '^ ^'" "^^ ^ stade, se développent lespremières cristallisation de sphalerite (sphalerite I).

b/ le second stade représente la minéralisation économique, et débute par une importantebréchification consécutive à l'apparition, tout au moins localement, d'une composanteextensive. Ce phénomène s'accompagne de la mise en place de sidérite et /ou de quartzsporadique, puis de sphalerite (sphalerite II). Ce sulfure n'est abondant que dans le filon de

Saint-Salvy, où le régime décrochant à composante extensive favorise la formation et lapersistance de vides qui sont remplis par la sidérite puis la sphalerite, donnant lieu à laformation de cocardes minéralisées.

La distinction de plusieurs épisodes à l'intérieur de ce stade ne paraît pas justifiée. En effet, aucours du jeu décrochant à composante extensive de la stmcture, les épontes des veines cèdentsporadiquement, pouvant induire des juxtapositions de remplissages minéralisés successifs.Leurs paragenèses sont identiques, avec une augmentation progressive du rapportsphalérite/sidérite. Il s'agit donc bien de discontinuités (spatiales et temporelles) de naturemécanique, se produisant parallèlement à une évolution progressive des solutionsminéralisatrices (A. Kosakevitch et ai, in prep. [a]), et / ou des conditions dc dépôt.

La sidérite, qui précède et accompagne le dépôt dc la sphalerite II, est très abondante (sidériteI) (fig. 18). Sa composition chimique (E. Marcoux, 1989) (tabl. 5), proche de : Fci 70 MnQ iqMgg 10 CaQ ]o , se caractérise par des teneurs notables en MnO (4 à 5,9 %), cn MgO (2,6 à5,2 %) et une absence de ZnO. Au Rouquis, les teneurs en MnO augmentent (3,8 à 9,1 %) etcelles en MgO diminuent légèrement (1,9 à 5,2 %). Le diagramme binaire Fe-Mn ne montrepas d'indice de substitution entre ces deux métaux (E. Marcoux, 1989). Les valeurs en CaO (0à 6 %) sont identiques à celles dc la mine principale.

Le quartz est fréquent dans cette paragenèse, mais généralement accessoire. Il précède souventla sidérite (fig. 18) et, dans certains cas, il peut développer des lisérés millimétriques encocarde autour des éléments bréchiques, occupant ainsi la place texturale du carbonate qui estpratiquement absent (fig. 19). Le quartz apparaît aussi après la sphalerite II, cn saupoudragesou en remplissages de cavités géodiques et de veinules minéralisées (H. Gistau et ai, 1985).Lc rattachement de cette demière génération de quartz à la paragenèse à sidérite I et sphaleriteII demeure cependant hypothétique.

La sphalerite II est sombre et le plus souvent massive. Elle représente la minéralisationéconomique du gisement et est le seul sulfure visible au front de taille. Largement cristallisée,elle est parfois riche en inclusions de chalcopyrite associée à des traces de bornite, chalcocite,boulangérite ct pyrrhotite. Les analyses chimiques (fig. 20) font état dc teneurs en fersystématiques et de valeur assez constante (0,5 % à 6 % Fe, la moyenne s'établissant autourde 2,3 %) sans corrélation avec la position de l'échantillon dans le filon. Les teneurs cncadmium (0,1 à 0,8 %) et surtout en germanium (jusqu'à 2600 ppm) sont fortes et

caractéristiques du minerai de Saint-Salvy. Le cadmium est surtout abondant à la périphériedes cristaux de sphalerite (J. Halfon et A. Rosique, 1973) où il peut être exprimé sous formed'une couronne de greenockite (R. Pierrot et ai, 1976). Les analyses ICP/MS à ablation lasersur sphalerites montrent la présence constante d'éléments traces comme Pb (0,18 à 8,6 %), Sb


Saint'Salvy : mise en place et origine des minéralisations

Fig. 18 - La sidérite I (S) automorphe s'est déposée sur un ciaste schisteux à pyrite (en haut àgauche) déjà enrobé par du quartz (Q). Elle est recouverte par la sphalerite (sphaleriteII) de la minéralisation économique (en blanc, à droite). Extension W mine principale,sondage S 43 - 412,3 m - (SP 49233) - x30.



SIDERITE 1

Mine principale

Le Rouquis

SIDERITE II

1 Mine principale1

i1

Le Rouquis

CaO

4,364,324,924,371,704,385,895,365,891,25

4,594,310,934,654,375,424,945,691,442,31

CaO

1,120,850,370,640,481,820,350,810,801,30

1,351,330,780,630,120,940.500,0600

FeO

87,4087,7786,3786.7787,4186,5484,1685,8684,6590,13

86,4587,5390,1986,7885,9684,6384,6082,4185,8385,00

FeO

88,2176,5570,0287,7973,2075,9374,4586,4767,2684,15

57,6662,2157,2066,3059,9757,2762,5479,6487,0284,91

MgO

3,133,073,152,625,232,583,412,913,972,94

2,322,452,141,903,324,415,231,912,542.31

MgO

1,870.870,081,7102,040,341,820,131,69

0,340,530,27

11,576,220.290.440,430,860,21

Zn 0

00,0900,120,0300,04000

0,110000,5400.04000

ZnO

1.6914.1223,46

2.7322.06

8.3420.28

2.9927.06

3.94

31,6127,4034,1017,6429.2533,2323,8514.195,99

10,49

MnO

4,534.524.685.024.035.005.915.444.074.92

5.445.115,655.745,373,783,838.758,709,13

MnO

6.497.144,296,523.27

10.143,207,873,817,27

7,257,516.164,262,656,25

12,165.334,894.57

TOTAL

99.4299.7799,1298,9198,3998,5199,4299,5798,5899,24

98,9199,4198,9199.0699.5698,2498,6598,7698,5198.76

TOTAL

99.3799,5298,2399,3999,0098,2798,6299,9799,0798,35

98.2198.9798,51

100,4098.2097,9799,4999,6598,77

100,19

Tabl. 5 - Analyses microsonde représentatives des sidérites I et II de Saint-Salvy, mine principaleet mine du Rouquis (extrait de E. Marcoux, 1989).



SIDERITE 1

Mine principale

Le Rouquis

SIDERITE II

1 Mine principale1

i1

Le Rouquis

CaO

4,364,324,924,371,704,385,895,365,891,25

4,594,310,934,654,375,424,945,691,442,31

CaO

1,120,850,370,640,481,820,350,810,801,30

1,351,330,780,630,120,940.500,0600

FeO

87,4087,7786,3786.7787,4186,5484,1685,8684,6590,13

86,4587,5390,1986,7885,9684,6384,6082,4185,8385,00

FeO

88,2176,5570,0287,7973,2075,9374,4586,4767,2684,15

57,6662,2157,2066,3059,9757,2762,5479,6487,0284,91

MgO

3,133,073,152,625,232,583,412,913,972,94

2,322,452,141,903,324,415,231,912,542.31

MgO

1,870.870,081,7102,040,341,820,131,69

0,340,530,27

11,576,220.290.440,430,860,21

Zn 0

00,0900,120,0300,04000

0,110000,5400.04000

ZnO

1.6914.1223,46

2.7322.06

8.3420.28

2.9927.06

3.94

31,6127,4034,1017,6429.2533,2323,8514.195,99

10,49

MnO

4,534.524.685.024.035.005.915.444.074.92

5.445.115,655.745,373,783,838.758,709,13

MnO

6.497.144,296,523.27

10.143,207,873,817,27

7,257,516.164,262,656,25

12,165.334,894.57

TOTAL

99.4299.7799,1298,9198,3998,5199,4299,5798,5899,24

98,9199,4198,9199.0699.5698,2498,6598,7698,5198.76

TOTAL

99.3799,5298,2399,3999,0098,2798,6299,9799,0798,35

98.2198.9798,51

100,4098.2097,9799,4999,6598,77

100,19

Tabl. 5 - Analyses microsonde représentatives des sidérites I et II de Saint-Salvy, mine principaleet mine du Rouquis (extrait de E. Marcoux, 1989).


Sâint-Sa/vy : mise en place et origine des minéralisations

Fig. 19 - Brèche en cocardes où le quartz occupe une position équivalente à cellehabituellement tenue par la sidérite I (plus sombre que la quartz) et forme avec cettedernière l'enveloppe des clastes de schiste. Le ciment est de la sphalerite brune.



Fréquence (%)

25-

20-

15-

10-

5-

0-

^

.

1\ 1 1 1 H*-h^ Fe (% pds)

Fig. 20 - Histogramme des teneurs en fer des sphalerites II de la mine de Saint-Salvy (d'aprèsdocuments inédits de MINEMET RECHERCHE). Nombre d'analyses à lamicrosonde : 212.



Fréquence (%)

25-

20-

15-

10-

5-

0-

^

.

1\ 1 1 1 H*-h^ Fe (% pds)

Fig. 20 - Histogramme des teneurs en fer des sphalerites II de la mine de Saint-Salvy (d'aprèsdocuments inédits de MINEMET RECHERCHE). Nombre d'analyses à lamicrosonde : 212.



(520 à 2400 ppm) et Ag (330 à 970 ppm), avec des teneurs systématiquement plus élevées surla mine principale qu'au Rouquis (fig. 21). Elles montrent également une distributionirrégulière des teneurs en Ge (1 19 à 2100 ppm) et établissent une anti-corrélation Ge-Cd (fig.22), ainsi que des corrélations Ge-Ag et Ge-Pb.

La galène, rare dans les minerais de zinc exploités, se concentre néanmoins dans des zones

privilégiées, situées au-dessus des minerais essentiellement sphaléritiques : au Rouquis Est,dans la partie ouest de la mine du Rouquis et dans la partie est dc la mine principale, les deuxzones plombeuses étant séparées par la faille de Sardagne. En outre, le profil d'oxydation àpyromorphite, qui affleure à la mine principale, a livré de fréquentes pseudomorphoses degalène et représente donc aussi un ancien corps de minerai plombeux (A. Kosakevitch et ai,in prep. [b]). Contenant de rares inclusions de cobaltite au Rouquis ct à Caria, la galèneforme de petites plages dans la sidcrite I ou constitue un réseau de fines veinules dans lasphalerite II. Cette galène est vraisemblablement argentifère, de l'argentite et de l'argent natifapparaissant à ses dépens dans la zone d'oxydation de la mine principale et dans les chantierssupérieurs du Rouquis.

L'étude minéralogique met aussi en évidence l'existence de précipités tardifs de sidéritezincijère microcristalline (sidérite II) qui sont rattachés à la fin de la paragenèsehydrothermale à sidérite I - sphalerite II. Toujours très discrète, elle se présente en veinulesqui recoupent la sphalerite II et la sidcrite I, ou bien cn micro-cristaux automorphes déposés

sur la sphalerite II ou le quartz qui lui est postérieur (fig. 23a).

Les études au MEB et à la microsonde montrent l'existence d'une zonation nette de cettesidérite II (fig. 23b), qui résulte pour l'essentiel d'un enrichissement en zinc au coeur des

cristaux par remplacement du fer : jusqu'à 27,0 % ZnO dans la mine principale et 34, 1 %ZnO au Rouquis. La formule stmcturale montre une évolution en direction du pôle smithsonitede Fej 8 jusqu'à Fej 2 Zng 55 Muq 15, avec des teneurs en Mg et Mn fluctuantes (2,6 à12,1 % MnO) mais dans l'ensemble supérieures à celles dc la sidérite I. La périphérie des

plages est plus déficitaire en zinc mais les teneurs demeurent significatives (plus de 1,7 %ZnO).

Le demier stade d'évolution paragénétique hypogène intervient lors du rejcu en faille inverse de lastmcture de Saint-Salvy. Les remplissages sont alors constitués essentiellement par les brèches"béton", qui remanient l'encaissant et la minéralisation dans un ciment de calcite et de sidérite et

sphalerite broyées. Localement, cette brèche "béton" remanie simplement la minéralisation exis¬tante, sans nouvel apport. La brèche est alors à éléments dc schiste, de sidérite I et de sphaleriteII, dans une matrice polygénique broyée. Elle est par exemple très développée à Combe Maurcloù elle dépasse 2 m de puissance.

A cet épisode on peut, scmble-t-il, rapporter aussi les micro-filonnets à pyrite, marcasite ctchalcopyrite, à gangue de quartz ou de calcite, qui sillonnent localement la minéralisation. Uneassociation minérale particulière, suivie depuis le Rouquis jusqu'à l'extension ouest du filon,consiste en précipitations intra-fissurales de pyrite, marcasite, sidérite III et sphalerite incoloremicroscopique (sphalerite III) (fig. 24), reprises dans un remplissage ultime de calcite(A. Kosakevitch et ai, in prep. [c]).



(520 à 2400 ppm) et Ag (330 à 970 ppm), avec des teneurs systématiquement plus élevées surla mine principale qu'au Rouquis (fig. 21). Elles montrent également une distributionirrégulière des teneurs en Ge (1 19 à 2100 ppm) et établissent une anti-corrélation Ge-Cd (fig.22), ainsi que des corrélations Ge-Ag et Ge-Pb.

La galène, rare dans les minerais de zinc exploités, se concentre néanmoins dans des zones

privilégiées, situées au-dessus des minerais essentiellement sphaléritiques : au Rouquis Est,dans la partie ouest de la mine du Rouquis et dans la partie est dc la mine principale, les deuxzones plombeuses étant séparées par la faille de Sardagne. En outre, le profil d'oxydation àpyromorphite, qui affleure à la mine principale, a livré de fréquentes pseudomorphoses degalène et représente donc aussi un ancien corps de minerai plombeux (A. Kosakevitch et ai,in prep. [b]). Contenant de rares inclusions de cobaltite au Rouquis ct à Caria, la galèneforme de petites plages dans la sidcrite I ou constitue un réseau de fines veinules dans lasphalerite II. Cette galène est vraisemblablement argentifère, de l'argentite et de l'argent natifapparaissant à ses dépens dans la zone d'oxydation de la mine principale et dans les chantierssupérieurs du Rouquis.

L'étude minéralogique met aussi en évidence l'existence de précipités tardifs de sidéritezincijère microcristalline (sidérite II) qui sont rattachés à la fin de la paragenèsehydrothermale à sidérite I - sphalerite II. Toujours très discrète, elle se présente en veinulesqui recoupent la sphalerite II et la sidcrite I, ou bien cn micro-cristaux automorphes déposés

sur la sphalerite II ou le quartz qui lui est postérieur (fig. 23a).

Les études au MEB et à la microsonde montrent l'existence d'une zonation nette de cettesidérite II (fig. 23b), qui résulte pour l'essentiel d'un enrichissement en zinc au coeur des

cristaux par remplacement du fer : jusqu'à 27,0 % ZnO dans la mine principale et 34, 1 %ZnO au Rouquis. La formule stmcturale montre une évolution en direction du pôle smithsonitede Fej 8 jusqu'à Fej 2 Zng 55 Muq 15, avec des teneurs en Mg et Mn fluctuantes (2,6 à12,1 % MnO) mais dans l'ensemble supérieures à celles dc la sidérite I. La périphérie des

plages est plus déficitaire en zinc mais les teneurs demeurent significatives (plus de 1,7 %ZnO).

Le demier stade d'évolution paragénétique hypogène intervient lors du rejcu en faille inverse de lastmcture de Saint-Salvy. Les remplissages sont alors constitués essentiellement par les brèches"béton", qui remanient l'encaissant et la minéralisation dans un ciment de calcite et de sidérite et

sphalerite broyées. Localement, cette brèche "béton" remanie simplement la minéralisation exis¬tante, sans nouvel apport. La brèche est alors à éléments dc schiste, de sidérite I et de sphaleriteII, dans une matrice polygénique broyée. Elle est par exemple très développée à Combe Maurcloù elle dépasse 2 m de puissance.

A cet épisode on peut, scmble-t-il, rapporter aussi les micro-filonnets à pyrite, marcasite ctchalcopyrite, à gangue de quartz ou de calcite, qui sillonnent localement la minéralisation. Uneassociation minérale particulière, suivie depuis le Rouquis jusqu'à l'extension ouest du filon,consiste en précipitations intra-fissurales de pyrite, marcasite, sidérite III et sphalerite incoloremicroscopique (sphalerite III) (fig. 24), reprises dans un remplissage ultime de calcite(A. Kosakevitch et ai, in prep. [c]).


IQ>

CO

CoSIp>Co

I

Cl

CoCo

9000

7000

5000

3000-

1000

ta

n

ta

(t

«Q"

3"n

3'

5S"Ql

o"atA

en

Fig. 21 - Teneurs en éléments mineurs et trace des sphalerites II de Saint-Salvy, mine principale et minedu Rouquis (moyenne des analyses ICP/MS par ablation laser, BRGM, 124 analyses). Les cinqpics de la mine principale correspondent à des sphalerites provenant de : (a) veine du mur,chantier 16E ; (b) veine du toit, 62W ; (c) veine du toit, 64W ; (d) veine du mur, 64W ; (e) veinedu toit, 74W. Les quatre pics du Rouquis correspondent à des sphalerites provenant de : (f)veine du mur, chantier 15E ; (g) veine du toit, 35E ; (h) veine du mur, 54E ; (i) veine du toit,82VV. Remarque : les teneurs en fer des sphalerites de ces chantiers sont légèrement inférieuresaux valeurs moyennes mesurées à l'échelle de la mine.

IQ>

CO

CoSIp>Co

I

Cl

CoCo

9000

7000

5000

3000-

1000

ta

n

ta

(t

«Q"

3"n

3'

5S"Ql

o"atA

en

Fig. 21 - Teneurs en éléments mineurs et trace des sphalerites II de Saint-Salvy, mine principale et minedu Rouquis (moyenne des analyses ICP/MS par ablation laser, BRGM, 124 analyses). Les cinqpics de la mine principale correspondent à des sphalerites provenant de : (a) veine du mur,chantier 16E ; (b) veine du toit, 62W ; (c) veine du toit, 64W ; (d) veine du mur, 64W ; (e) veinedu toit, 74W. Les quatre pics du Rouquis correspondent à des sphalerites provenant de : (f)veine du mur, chantier 15E ; (g) veine du toit, 35E ; (h) veine du mur, 54E ; (i) veine du toit,82VV. Remarque : les teneurs en fer des sphalerites de ces chantiers sont légèrement inférieuresaux valeurs moyennes mesurées à l'échelle de la mine.


12000 -,

10000 -

8000

'ea. 6000

Ü4000

2000-

Le Rouquis

Mine principale

s- °-ni o

%

. ° '""S ^S ° ° ,t

° D°

500 1000 1500Ge (ppm)

2000




12000 -,

10000 -

8000

'ea. 6000

Ü4000

2000-

Le Rouquis

Mine principale

s- °-ni o

%

. ° '""S ^S ° ° ,t

° D°

500 1000 1500Ge (ppm)

2000



I

itoNJO»

î£COICO1toCo

* •

fi*s

iIII

CJlNJ

Fig. 23 - La sidcrite II. (a) sphalerite II (blanc-gris) sur laquelle se sont déposés des cristaux dequartz (Q) et de la sidérite II (S) en petits cristaux automorphes. L'ensemble estenvahi par de la calcite tardive (C). Mine principale, chantier 64 W - (SP 49227) - x50 ; (b) détail de la photographie précédente montrant la zonation chimiquecaractéristique de la sidérite II. Les plages claires correspondent aux zones enrichiesen zinc. Photo MEB, électrons rétrodifflisés.


Fig. 24 - La sphalerite III. Concrétionnements et microcristaux de sphalerite néoforméeincolore, associés à de la pyrite et pris dans de la calcite largement cristallisée (C)remplissant une microfissure à épontes sidéritiques (S). Filon de Saint-Salvy,extension W, sondage S 62 - 218 m - (SP C 5727).



La calcite de cette paragenèse est très pure (Fe + Mg + Mn < 4 %), excepté dans les chantiers duRouquis où elle possède de fortes teneurs en manganèse (8 à 9 % MnO). Dans le sondage S 53,sous le Rouquis (fig. 5), la calcite néoformée se présente en deux générations, intercalées dcsphalerite II et de sidérite néoformée, la première génération étant légèrement zincifcre etaccompagnée de traces de rhodochrosite.

Enfm, la zone oxydée de Saint-Salvy (A. Kosakevitch et ai, in prep. [b]), comprend aussi biendes profils d'altération antérieurs à la transgression éocène (extension ouest du filon et carreau de

la mine), que des produits d'oxydation plus récents ou actuels, développés dans des zones à reliefsrajeunis (notamment dans les chantiers du Rouquis). L'oxyde de fer est représenté essentiellementpar la goelhite, développée à partir de la sidérite. Les chapeaux de fer les plus anciens sontpratiquement dépourvus de manganèse (rencontré seulement à l'intersection du filon de Saint-Salvy et du filon annexe), ce qui est peu courant pour des gisements de sidérite manganésifère. Lapaléo-oxydation a donc dû se produire en milieu très lessivant, probablement sur des reliefs ctsous climat humide. Ces mêmes chapeaux de fer ont aussi subi, localement, une intensequartzification plus tardive et d'origine pcdogénétique probable, qui témoignerait d'un climat sec.

Au cours des rejeux pyrénéens, les paléo-chapeaux de fer subissent une déformation (traces dcrejeux en faille inverse), avec injection de filonnets d'hématite mal cristallisée et parfoispoudreuse. Cette hématite tardive, occasionnellement accompagnée de barytine qui témoigne denouveaux apports d'ions sulfate, est considérée comme un équivalent supergène des paragenèsesde remobilisation syn-tectonique à sphalerite III. L'interférence dc celles-ci avec le milieusupergène est particulièrement claire dans les sondages sous le Rouquis (e.g. sondage S 53), où lasphalerite III précipite après l'oxydation de la sidcrite I.

Au carreau de la mine, sur des pseudomorphoses de galène précipitent la. pyromorphite et l'argentnatif (repris dans le quartz supergène) alors qu'en profondeur ont été identifiés, outre lapyromorphite, de l'anglésite et de la wulfénite (R. Pierrot et ai, 1976).

Enfin, dans le profil supergène rajeuni du Rouquis, dans les chantiers d'exploitation de mineraisulfuré, il a été observé des "poches" de minerai plombifcrc, d'aspect noirâtre, à cérusite,covellite, digénite, argent natifct argentite, issus de l'oxydation de la galène argentifère (chantier76 W). Dans le chantier 15 E, des cristallisations de smithsonite blanche s'associent à lasphalerite en voie d'altération, et dans le chantier 44 E , à cette même smithsonite s'associent des

cristaux limpides de willémite et des encroûtements de sauconite.

7. GEOCHIMIE ISOTOPIQUE DU PLOMB ET DU SOUFRE

La présence adjacente d'un filon à sphalerite, qui constitue le gisement lui-même, et dcminéralisations stratiformes à sphalerite disséminée dans les schistes cambriens a conduit denombreux auteurs (P. Béziat et ai, 1976 ; L. Barbanson, 1979 ; F. Fogliérini et ai, 1980 ;

M. Munoz et ai, 1988) à proposer un mécanisme dc sécrétion latérale et à considérer ces niveauxstratiformes comme la source du filon minéralisé, bien que des arguments contraires aient été

apportés antérieurement par une étude d'éléments-traces dans les sphalerites (J. Halfon etA. Rosique, 1973). La géochimie isotopique du plomb a été utilisée récemment pour comparer lessignatures isotopiques des deux types de minéralisations et tester ainsi une éventuelle filiation(E. Marcoux e/o/., 1993).



La calcite de cette paragenèse est très pure (Fe + Mg + Mn < 4 %), excepté dans les chantiers duRouquis où elle possède de fortes teneurs en manganèse (8 à 9 % MnO). Dans le sondage S 53,sous le Rouquis (fig. 5), la calcite néoformée se présente en deux générations, intercalées dcsphalerite II et de sidérite néoformée, la première génération étant légèrement zincifcre etaccompagnée de traces de rhodochrosite.

Enfm, la zone oxydée de Saint-Salvy (A. Kosakevitch et ai, in prep. [b]), comprend aussi biendes profils d'altération antérieurs à la transgression éocène (extension ouest du filon et carreau de

la mine), que des produits d'oxydation plus récents ou actuels, développés dans des zones à reliefsrajeunis (notamment dans les chantiers du Rouquis). L'oxyde de fer est représenté essentiellementpar la goelhite, développée à partir de la sidérite. Les chapeaux de fer les plus anciens sontpratiquement dépourvus de manganèse (rencontré seulement à l'intersection du filon de Saint-Salvy et du filon annexe), ce qui est peu courant pour des gisements de sidérite manganésifère. Lapaléo-oxydation a donc dû se produire en milieu très lessivant, probablement sur des reliefs ctsous climat humide. Ces mêmes chapeaux de fer ont aussi subi, localement, une intensequartzification plus tardive et d'origine pcdogénétique probable, qui témoignerait d'un climat sec.

Au cours des rejeux pyrénéens, les paléo-chapeaux de fer subissent une déformation (traces dcrejeux en faille inverse), avec injection de filonnets d'hématite mal cristallisée et parfoispoudreuse. Cette hématite tardive, occasionnellement accompagnée de barytine qui témoigne denouveaux apports d'ions sulfate, est considérée comme un équivalent supergène des paragenèsesde remobilisation syn-tectonique à sphalerite III. L'interférence dc celles-ci avec le milieusupergène est particulièrement claire dans les sondages sous le Rouquis (e.g. sondage S 53), où lasphalerite III précipite après l'oxydation de la sidcrite I.

Au carreau de la mine, sur des pseudomorphoses de galène précipitent la. pyromorphite et l'argentnatif (repris dans le quartz supergène) alors qu'en profondeur ont été identifiés, outre lapyromorphite, de l'anglésite et de la wulfénite (R. Pierrot et ai, 1976).

Enfin, dans le profil supergène rajeuni du Rouquis, dans les chantiers d'exploitation de mineraisulfuré, il a été observé des "poches" de minerai plombifcrc, d'aspect noirâtre, à cérusite,covellite, digénite, argent natifct argentite, issus de l'oxydation de la galène argentifère (chantier76 W). Dans le chantier 15 E, des cristallisations de smithsonite blanche s'associent à lasphalerite en voie d'altération, et dans le chantier 44 E , à cette même smithsonite s'associent des

cristaux limpides de willémite et des encroûtements de sauconite.

7. GEOCHIMIE ISOTOPIQUE DU PLOMB ET DU SOUFRE

La présence adjacente d'un filon à sphalerite, qui constitue le gisement lui-même, et dcminéralisations stratiformes à sphalerite disséminée dans les schistes cambriens a conduit denombreux auteurs (P. Béziat et ai, 1976 ; L. Barbanson, 1979 ; F. Fogliérini et ai, 1980 ;

M. Munoz et ai, 1988) à proposer un mécanisme dc sécrétion latérale et à considérer ces niveauxstratiformes comme la source du filon minéralisé, bien que des arguments contraires aient été

apportés antérieurement par une étude d'éléments-traces dans les sphalerites (J. Halfon etA. Rosique, 1973). La géochimie isotopique du plomb a été utilisée récemment pour comparer lessignatures isotopiques des deux types de minéralisations et tester ainsi une éventuelle filiation(E. Marcoux e/o/., 1993).



Rappelons que les minéralisations stratiformes cambriennes ont été rencontrées trèsépisodiquement dans les sondages d'exploration et jamais dans les travaux miniers, sous forme delits à sphalerite disséminée replissés. Elles n'ont qu'une extension latérale très réduite et une trèsfaible puissance pouvant atteindre au plus quelques décimètres par le jeu des redoublementstectoniques et de ce fait aucune valeur économique. De l'avis même des exploitants, le gisementde "sphalerite stratiforme" de Saint-Salvy est un mythe. Un amalgame semble parfois avoir étéfait entre ces minéralisations stratiformes et les zones interfilonniennes de stmcturation complexe,notamment au traçage ouest du niveau 135, principale zone de minéralisation "stratiforme"disséminée avec des puissances de plusieurs mètres et des teneurs de 7 % Zn (F. Fogliérini et ai,1980) qui n'avait pas d'extension en dehors de la caisse filonienne.

Onze échantillons de sphalerite ou de galène du filon de Saint-Salvy (mine principale et mine duRouquis), ainsi que trois échantillons dc sphalerite des filons proches des Huttes ct dcBmgayroux ont été analysés. Les teneurs en plomb des sphalerites permettent dc s'affranchir,sauf dans le cas des Huttes, des corrections d'enrichissement radiogénique (cf. tabl. 6).

Les compositions isotopiques des veines principales de Saint-Salvy sont très groupées, autour de18,45 (rapports 20^Pb/^*^Pb) (fig. 25 ct tabl. 6). Aucune différence significative n'apparaît entreles échantillons de la mine principale, du Rouquis et des filons voisins. Seul le mineraiinterfilonien est légèrement plus radiogénique (206pb/204pij = 18,57). Ces compositions sont trèsproches de celle du granite du Sidobre à 295 Ma (âge probable du filon de Saint-Salvy) (fig. 25).

Ces similitudes isotopiques indiquent que tous les filons du secteur ont la même source du plombet accréditent l'idée qu'ils relèvent tous du même épisode minéralisé, comme le suggèrent d'ailleursles conclusions des études des remplissages filoniens (D. Cassard et Y. Gros, 1989) et ducontexte stmctural régional (C. Castaing et ai, 1993).

Les compositions isotopiques des minerais du filon sont très différentes de celles des gisementsZn(Pb) syngénétiques cambriens régionaux, très bien caractérisées sur le plan isotopique avec des

rapports 206pb/204pb compris entre 17,76 et 17,94 (0. Brévart et ai, 1982 ; E. Marcoux, 1987 ;

E. Marcoux et Y. Moëlo, 1991 ; M. Le Guen et ai, 1992) dont les équivalents à Saint-Salvy sonttrès vraisemblablement les niveaux stratiformes cambriens à traces de sphalerite disséminée. Desminéralisations syngénétiques dc ce type ne peuvent donc pas constituer la source du gisementfilonien de Saint-Salvy comme l'avaient proposé différents auteurs (cf. supra).

Les sphalerites "stratiformes" rencontrées en sondages dans les niveaux cambriens aux alentoursdu filon minéralisé possèdent des compositions isotopiques élevées (206pb/204p{j > 13^50) assez

proches de celles du filon s.s. et identiques à celle de l'interfilonien. L'examen des caractéristiquesde ces minéralisations (très fines disséminations portées par de petits niveaux pélitiques (SO) dansune alternance schisto-gréseuse plissée, absence dc quartz et de sidérite) indique qu'il s'agitvraisemblablement de sphalerites cambriennes, mais ayant été contaminées par les fluideshydrothermaux à l'origine du filon de Saint-Salvy, ce qui rend leur empreinte cambrienne(206pb/204pij < 17,94) indécelable. Tous les sondages ont en effet été réalisés pour laprospection minière, à proximité du filon, dans une zone percolée par les fluides hydrothermaux.Une participation accessoire du plomb des schistes noirs, souvent porteurs de plombradiogénique, expliquerait la légère dérive par rapport au plomb du filon. La valeur plus élevéedu minerai de l'interfilonien est également attribuable à une interaction fluide-encaissant pluspoussée, les fluides collectant un plomb plus radiogénique auprès des schistes noirs.



Rappelons que les minéralisations stratiformes cambriennes ont été rencontrées trèsépisodiquement dans les sondages d'exploration et jamais dans les travaux miniers, sous forme delits à sphalerite disséminée replissés. Elles n'ont qu'une extension latérale très réduite et une trèsfaible puissance pouvant atteindre au plus quelques décimètres par le jeu des redoublementstectoniques et de ce fait aucune valeur économique. De l'avis même des exploitants, le gisementde "sphalerite stratiforme" de Saint-Salvy est un mythe. Un amalgame semble parfois avoir étéfait entre ces minéralisations stratiformes et les zones interfilonniennes de stmcturation complexe,notamment au traçage ouest du niveau 135, principale zone de minéralisation "stratiforme"disséminée avec des puissances de plusieurs mètres et des teneurs de 7 % Zn (F. Fogliérini et ai,1980) qui n'avait pas d'extension en dehors de la caisse filonienne.

Onze échantillons de sphalerite ou de galène du filon de Saint-Salvy (mine principale et mine duRouquis), ainsi que trois échantillons dc sphalerite des filons proches des Huttes ct dcBmgayroux ont été analysés. Les teneurs en plomb des sphalerites permettent dc s'affranchir,sauf dans le cas des Huttes, des corrections d'enrichissement radiogénique (cf. tabl. 6).

Les compositions isotopiques des veines principales de Saint-Salvy sont très groupées, autour de18,45 (rapports 20^Pb/^*^Pb) (fig. 25 ct tabl. 6). Aucune différence significative n'apparaît entreles échantillons de la mine principale, du Rouquis et des filons voisins. Seul le mineraiinterfilonien est légèrement plus radiogénique (206pb/204pij = 18,57). Ces compositions sont trèsproches de celle du granite du Sidobre à 295 Ma (âge probable du filon de Saint-Salvy) (fig. 25).

Ces similitudes isotopiques indiquent que tous les filons du secteur ont la même source du plombet accréditent l'idée qu'ils relèvent tous du même épisode minéralisé, comme le suggèrent d'ailleursles conclusions des études des remplissages filoniens (D. Cassard et Y. Gros, 1989) et ducontexte stmctural régional (C. Castaing et ai, 1993).

Les compositions isotopiques des minerais du filon sont très différentes de celles des gisementsZn(Pb) syngénétiques cambriens régionaux, très bien caractérisées sur le plan isotopique avec des

rapports 206pb/204pb compris entre 17,76 et 17,94 (0. Brévart et ai, 1982 ; E. Marcoux, 1987 ;

E. Marcoux et Y. Moëlo, 1991 ; M. Le Guen et ai, 1992) dont les équivalents à Saint-Salvy sonttrès vraisemblablement les niveaux stratiformes cambriens à traces de sphalerite disséminée. Desminéralisations syngénétiques dc ce type ne peuvent donc pas constituer la source du gisementfilonien de Saint-Salvy comme l'avaient proposé différents auteurs (cf. supra).

Les sphalerites "stratiformes" rencontrées en sondages dans les niveaux cambriens aux alentoursdu filon minéralisé possèdent des compositions isotopiques élevées (206pb/204p{j > 13^50) assez

proches de celles du filon s.s. et identiques à celle de l'interfilonien. L'examen des caractéristiquesde ces minéralisations (très fines disséminations portées par de petits niveaux pélitiques (SO) dansune alternance schisto-gréseuse plissée, absence dc quartz et de sidérite) indique qu'il s'agitvraisemblablement de sphalerites cambriennes, mais ayant été contaminées par les fluideshydrothermaux à l'origine du filon de Saint-Salvy, ce qui rend leur empreinte cambrienne(206pb/204pij < 17,94) indécelable. Tous les sondages ont en effet été réalisés pour laprospection minière, à proximité du filon, dans une zone percolée par les fluides hydrothermaux.Une participation accessoire du plomb des schistes noirs, souvent porteurs de plombradiogénique, expliquerait la légère dérive par rapport au plomb du filon. La valeur plus élevéedu minerai de l'interfilonien est également attribuable à une interaction fluide-encaissant pluspoussée, les fluides collectant un plomb plus radiogénique auprès des schistes noirs.



Minerai filonienMinéral

analysa206pb/204pi, 207pb/204pb 208pb/204pb Pb (ppm) U (ppm)

Mine principale :

Sd : 543-412,3 m 64 W 72 W

interfilonien 72 W (éch. J. Halfon) (éch. J. Halfon) (éch. J. Halfon)

Mine du Rouquis :

28 W 78 W Sd :R83-113,8m 78 W

RIon de Bmgayroux :

Sd :B2-96m

RIon des Huttes :

Sd : Hl - 100.5 m

Sd :H4bis- 117 m

Sphalerite disséminée dans

les niveaux cambriens :

Sd :S506- 174 m Sd (éch. F. Tollón) Sd:R90-61,2m

Sd (éch. 71.185, F. Tollón),Sd (éch. 174, F. Tollón)

S

S

S

S

S

ss

G

S

S

G

S

s

ss

s

s

s

18,46818,47418,47018,57018,439

18,47718,462

18.44818,42118,43518,444

18,475

18,396

18,437

18,57018,504

18,519

18,518

18,572

15,648

15,68315,66615,66215,67015,67915,663

15,65915,66815,66715,661

15,650

15,65215,675

15,62815,62415,68115,64415,680

38,48638,58038,58138,61938,55238,58338.533

38,54238,75738,56538,522

38,637

38,45538,422

38,37838,53838,62538,52738,632

138

125109

35nd

164

125

<0,1<0,1

< 0,1nd

nd

< 0,1

<0,1

93

92

45

58

0,82

<0,1< 0,1

<0,1

< 0,1

0,02

164

125

1535

37nd

< 0,1

< 0,1

<0,1

<0,1nd

Tabl. 6 - Compositions isotopiques du plomb des minéralisations de Saint-Salvy. AnalysesBRGM/SGN/GCH.S = sphalerite ; G = galène ; * = valeurs corrigées à 295 Ma ; Sd = sondageL'incertitude analytique 2 a est de 0,013 pour les rapports 206pb/204pb et 207pb/204pb^et de 0,044 pour les rapports 208pb/204pb .



Minerai filonienMinéral

analysa206pb/204pi, 207pb/204pb 208pb/204pb Pb (ppm) U (ppm)

Mine principale :

Sd : 543-412,3 m 64 W 72 W

interfilonien 72 W (éch. J. Halfon) (éch. J. Halfon) (éch. J. Halfon)

Mine du Rouquis :

28 W 78 W Sd :R83-113,8m 78 W

RIon de Bmgayroux :

Sd :B2-96m

RIon des Huttes :

Sd : Hl - 100.5 m

Sd :H4bis- 117 m

Sphalerite disséminée dans

les niveaux cambriens :

Sd :S506- 174 m Sd (éch. F. Tollón) Sd:R90-61,2m

Sd (éch. 71.185, F. Tollón),Sd (éch. 174, F. Tollón)

S

S

S

S

S

ss

G

S

S

G

S

s

ss

s

s

s

18,46818,47418,47018,57018,439

18,47718,462

18.44818,42118,43518,444

18,475

18,396

18,437

18,57018,504

18,519

18,518

18,572

15,648

15,68315,66615,66215,67015,67915,663

15,65915,66815,66715,661

15,650

15,65215,675

15,62815,62415,68115,64415,680

38,48638,58038,58138,61938,55238,58338.533

38,54238,75738,56538,522

38,637

38,45538,422

38,37838,53838,62538,52738,632

138

125109

35nd

164

125

<0,1<0,1

< 0,1nd

nd

< 0,1

<0,1

93

92

45

58

0,82

<0,1< 0,1

<0,1

< 0,1

0,02

164

125

1535

37nd

< 0,1

< 0,1

<0,1

<0,1nd

Tabl. 6 - Compositions isotopiques du plomb des minéralisations de Saint-Salvy. AnalysesBRGM/SGN/GCH.S = sphalerite ; G = galène ; * = valeurs corrigées à 295 Ma ; Sd = sondageL'incertitude analytique 2 a est de 0,013 pour les rapports 206pb/204pb et 207pb/204pb^et de 0,044 pour les rapports 208pb/204pb .



38.8

38,6

JDû. 38,4«d-oCM

S 38,2OOOCM

38

37,8

Filon deSt. Salvy

JDû.<!<SCM

\

û_c-otM

15,7

15,6

15.5

17.8

C}2o Filon de S^ Salvy

.Champ de compositions desminéralisations ZnIPb)syngénétiques cambriennesde Montagne Noire

Stacey - Kramers

Stratiforme cambrien âproximité de S^ Salvy

_L

18 18,2

206pb/204pb

18,4 18,6

Fig. 25 - Compositions isotopiques du plomb dans le district de Saint-Salvy [d'après E.Marcoux e/o/. (1993)].

: minerai du filon principal.: minerai de l'interfilonien.

o : minerai des filons proches.A : sphalerite disséminée dans les niveaux cambriens (sondages d'exploration de lamine).* : feldspaths du granite du Sidobre (Michard-Vitrac et ai, 1981).Aire pointillée : champ de compositions des minéralisations Zn (Pb) syngénétiquescambriennes de Montagne Noire.



38.8

38,6

JDû. 38,4«d-oCM

S 38,2OOOCM

38

37,8

Filon deSt. Salvy

JDû.<!<SCM

\

û_c-otM

15,7

15,6

15.5

17.8

C}2o Filon de S^ Salvy

.Champ de compositions desminéralisations ZnIPb)syngénétiques cambriennesde Montagne Noire

Stacey - Kramers

Stratiforme cambrien âproximité de S^ Salvy

_L

18 18,2

206pb/204pb

18,4 18,6

Fig. 25 - Compositions isotopiques du plomb dans le district de Saint-Salvy [d'après E.Marcoux e/o/. (1993)].

: minerai du filon principal.: minerai de l'interfilonien.

o : minerai des filons proches.A : sphalerite disséminée dans les niveaux cambriens (sondages d'exploration de lamine).* : feldspaths du granite du Sidobre (Michard-Vitrac et ai, 1981).Aire pointillée : champ de compositions des minéralisations Zn (Pb) syngénétiquescambriennes de Montagne Noire.



Les résultats de géochimie isotopique du plomb excluent donc un rôle de source dcminéralisations Zn (Pb) stratiformes cambriennes pour le gisement filonien de Saint-Salvy. Lephénomène inverse semble même de règle puisque la diffusion des fluides minéralisés dansl'encaissant oblitère la signature cambrienne des sphalerites stratiformes aux abords du filon.

La comparaison des éléments-traces dans les deux types de sphalerite stratiforme et filonienne,avaient également conduit d'autres auteurs (J. Halfon et A. Rosique, 1973) à ne pas envisagerl'hypothèse d'une genèse du filon par reconcentration de la sphalerite disséminée dans lesformations cambriennes. La liaison spatiale schistes noirs cambriens-minéralisation zincifêreéconomique souvent invoquée et utilisée lors de la recherche d'extensions minéralisées est donccaduque, mais on ne peut exclure une relation entre ces schistes noirs et les fortes teneurs en Gede la minéralisation.

La similitude de compositions isotopiques entre le filon et le granite du Sidobre suggère unefiliation entre les deux entités ; on peut alors envisager soit un rôle direct de source du granitesoit, plus probablement, leur appartenance à un même phénomène tardi-hercynien, lescirculations hydrothermales clôturant la phase de mise en place du granite.

Des analyses isotopiques du soufre des sphalerites de Saint-Salvy ont été réalisées sur cinqéchantillons (tabl. 7). Les valeurs, exprimées en unité ô pour mille par rapport au standard CDT,sont très groupées et comprises entre + 5,7 %o et + 7,5 %o. Cette homogénéité confirmel'existence d'un phénomène hydrothcrmal unique et indique une source homogène en même tempsque l'absence de variations bmtales des conditions de dépôt. Cette interprétation est cohérenteavec les données métallogéniques acquises par ailleurs (cf. supra). Il est réaliste de considérer queles valeurs du ô^'* S de la sphalerite sont représentatives du b^^ S du fluide minéralisateur, étantdonné l'abondance de carbonates, qui témoigne d'un pH proche de la neutralité, le soufre ensolution, qui est sous forme de H2S ou HS", et le faible fractionnement de la sphalerite dans lesconditions de température relativement élevées qui régissent son dépôt (M. Moisy, 1993).

Les valeurs obtenues sont compatibles avec une origine cmstale du soufre ct rejoignent en cela lesrésultats de l'étude de géochimie isotopique du plomb. Leur faible variabilité témoigne d'unprocessus aboutissant à des fluides de composition isotopique homogène.

A l'échelle régionale, les rares données isotopiques du soufre disponibles proviennent du districtaurifère de Salsigne (A.M. Fouillac et J.L. Lescuyer, 1992), situé dans les mêmes séries paléo¬zoïques que Saint-Salvy, mais sur le versant sud de la Montagne Noire (fig. 1). La minéralisationaurifère tardi-hcrcynienne possède des compositions isotopiques très proches de celles de Saint-Salvy (b^^ S = +3,2 %o à +6,8 %o) et des minéralisations à arsénopyrite attachées à l'évolutionfinale du granite de Brousses (fig. 1) (ô^^ S = + 3,6 %o), tandis que le soufre des minéralisationsstratiformes syn-sédimentaires Pb-Zn cambriennes est très différent (h^^ S = - 5,8 %o à - 7,4 %o).Ces résultats, dans la mesure où ils peuvent être extrapolés au versant nord de la MontagneNoire, confortent ceux de la géochimie isotopique du plomb. Ils privilégient cn effet une filiationdu soufre de la sphalerite du filon de Saint-Salvy avec les granites hercyniens (Sidobre) etécartent une origine par remobilisation des minéralisations Pb-Zn disséminées dans les sériescambriennes.



Les résultats de géochimie isotopique du plomb excluent donc un rôle de source dcminéralisations Zn (Pb) stratiformes cambriennes pour le gisement filonien de Saint-Salvy. Lephénomène inverse semble même de règle puisque la diffusion des fluides minéralisés dansl'encaissant oblitère la signature cambrienne des sphalerites stratiformes aux abords du filon.

La comparaison des éléments-traces dans les deux types de sphalerite stratiforme et filonienne,avaient également conduit d'autres auteurs (J. Halfon et A. Rosique, 1973) à ne pas envisagerl'hypothèse d'une genèse du filon par reconcentration de la sphalerite disséminée dans lesformations cambriennes. La liaison spatiale schistes noirs cambriens-minéralisation zincifêreéconomique souvent invoquée et utilisée lors de la recherche d'extensions minéralisées est donccaduque, mais on ne peut exclure une relation entre ces schistes noirs et les fortes teneurs en Gede la minéralisation.

La similitude de compositions isotopiques entre le filon et le granite du Sidobre suggère unefiliation entre les deux entités ; on peut alors envisager soit un rôle direct de source du granitesoit, plus probablement, leur appartenance à un même phénomène tardi-hercynien, lescirculations hydrothermales clôturant la phase de mise en place du granite.

Des analyses isotopiques du soufre des sphalerites de Saint-Salvy ont été réalisées sur cinqéchantillons (tabl. 7). Les valeurs, exprimées en unité ô pour mille par rapport au standard CDT,sont très groupées et comprises entre + 5,7 %o et + 7,5 %o. Cette homogénéité confirmel'existence d'un phénomène hydrothcrmal unique et indique une source homogène en même tempsque l'absence de variations bmtales des conditions de dépôt. Cette interprétation est cohérenteavec les données métallogéniques acquises par ailleurs (cf. supra). Il est réaliste de considérer queles valeurs du ô^'* S de la sphalerite sont représentatives du b^^ S du fluide minéralisateur, étantdonné l'abondance de carbonates, qui témoigne d'un pH proche de la neutralité, le soufre ensolution, qui est sous forme de H2S ou HS", et le faible fractionnement de la sphalerite dans lesconditions de température relativement élevées qui régissent son dépôt (M. Moisy, 1993).

Les valeurs obtenues sont compatibles avec une origine cmstale du soufre ct rejoignent en cela lesrésultats de l'étude de géochimie isotopique du plomb. Leur faible variabilité témoigne d'unprocessus aboutissant à des fluides de composition isotopique homogène.

A l'échelle régionale, les rares données isotopiques du soufre disponibles proviennent du districtaurifère de Salsigne (A.M. Fouillac et J.L. Lescuyer, 1992), situé dans les mêmes séries paléo¬zoïques que Saint-Salvy, mais sur le versant sud de la Montagne Noire (fig. 1). La minéralisationaurifère tardi-hcrcynienne possède des compositions isotopiques très proches de celles de Saint-Salvy (b^^ S = +3,2 %o à +6,8 %o) et des minéralisations à arsénopyrite attachées à l'évolutionfinale du granite de Brousses (fig. 1) (ô^^ S = + 3,6 %o), tandis que le soufre des minéralisationsstratiformes syn-sédimentaires Pb-Zn cambriennes est très différent (h^^ S = - 5,8 %o à - 7,4 %o).Ces résultats, dans la mesure où ils peuvent être extrapolés au versant nord de la MontagneNoire, confortent ceux de la géochimie isotopique du plomb. Ils privilégient cn effet une filiationdu soufre de la sphalerite du filon de Saint-Salvy avec les granites hercyniens (Sidobre) etécartent une origine par remobilisation des minéralisations Pb-Zn disséminées dans les sériescambriennes.



Mine principaleIl M

II II

II II

Le Rouquis

ECHANTILLON

chantierII

II

II

II

64 W

64 W

64 W

72 W

15 E

éch. 7

éch. 10

éch. 11

éch. 26

éch. 4

53450/00vs CDT*

± 0,3

+ 7,1

+ 7,5

+ 6,0

+ 5,7

+ 7,1

Tabl. 7 - Analyses isotopiques du soufre 34 sur sphalerites provenant de la mine de Saint-Salvy.Analyses BRGM/SGN/GCH. (*) voir texte.



Mine principaleIl M

II II

II II

Le Rouquis

ECHANTILLON

chantierII

II

II

II

64 W

64 W

64 W

72 W

15 E

éch. 7

éch. 10

éch. 11

éch. 26

éch. 4

53450/00vs CDT*

± 0,3

+ 7,1

+ 7,5

+ 6,0

+ 5,7

+ 7,1

Tabl. 7 - Analyses isotopiques du soufre 34 sur sphalerites provenant de la mine de Saint-Salvy.Analyses BRGM/SGN/GCH. (*) voir texte.



8. INTERPRETATION ET DISCUSSION

8.L LES FACTEURS CONTROLANT LE PIEGEAGE DES MINERALISA¬TIONS, LA LOCALISATION ET LA GEOMETRIE DU GISEMENT

Les facteurs contrôlant le piégeage des minéralisations, la localisation et la géométrie dugisement, sont de deux ordres, rhéologique et structural. Ils sont inter-dépendants : ladéformation induit le développement d'hétérogénéités qui, à leur tour, influent sur les modalités dela déformation, provoquant sa localisation progressive. L'approche présentée ici s'inspire de celledéveloppée par C. Castaing et ai (1993), qui consiste à examiner l'évolution du système en termed'hétérogénéités successives d'ordre différent (tabl. 8).

a/ Le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme de contact (fig. 26a) constituent unehétérogénéité de 1^*^ ordre, qui guide la localisation de la stmcture de Saint-Salvy. La mise en

place syn-cinématique du granite du Sidobre dans un régime transcurrent dextre s'achève, unefois la transition ductile-fragile franchie, par la mise en place d'un essaim de dykesd'aplo-pegmatite (fig. 26b). Ce processus s'accompagne d'une localisation progressive de ladéformation vers les flancs (et en particulier le flanc sud) du bâti rigide que constitue le plutonet entraîne l'individualisation d'une zone de cisaillement fragile (fig. 26c). La localisation de

cette demière est étroitement contrôlée par l'interface entre les schistes de l'auréole de

métamorphisme de contact et les schistes non affectés par ce métamorphisme, qui correspondà une zone de fort contraste rhéologique (fig. 27a).

D'autre part, l'interaction entre le cisaillement dextre et le pluton qui se comporte comme unnoyau rigide, induit le développement d'une gigantesque zone d'ombre tectonique (ou zoneabritée) dans les schistes situés au sud-ouest du batholite. Cette zone d'ombre, dont l'existencea été évoquée initialement par P. Béziat (in : F. Fogliérini et ai, 1980), va contrôler ledéveloppement du champ filonien de Saint-Salvy : les modélisations expérimentales(M. Moisy, 1993 ; M. Moisy et ai, soumis) montrent que des segments de stmctures appa¬

raissent dans une zone approximativement triangulaire située au sud-ouest du granite (fig. 26cet d). Au sein de cette zone, un régime distensif va rapidement dominer, provoquant le jeu en

faille normale des stmctures nouvellement créées. C'est par ailleurs le développement de lazone abritée qui entraîne l'évolution du jeu décrochant dextre initial dc la stmcture deSaint-Salvy vers un jeu décrochant à composante extensive de plus en plus marquée.

b/ La localisation des segments minéralisés au sein de la structure de Saint-Salvy apparaît êtrecontrôlée par deux facteurs, l'un rhéologique, l'autre stmctural. Le facteur rhéologiquecorrespond à la présence des barres et colonnes d'aplite qui constituent une hétérogénéité de

2"^* ordre et le facteur stmctural correspond à l'orientation dc la structure filonienne.

Exception faite du Rouquis Est, où elles pourraient avoir été érodées (cf. supra), les aplitess.i sont abondantes sur l'ensemble de la zone exploitée. Les investigations menées dans des

secteurs s'étant avérés stériles, en particulier sur la partie orientale dc la structure deSaint-Salvy (secteurs de la Balme, d'Oms-Carla ct de Combe Redon - fig. 2), montrent que lesinjections aplitiques sont beaucoup moins développées. Dans les sondages, les intersectionssont presque toujours infra-métriques, atteignant exceptionnellement une puissance de 10 m.



8. INTERPRETATION ET DISCUSSION

8.L LES FACTEURS CONTROLANT LE PIEGEAGE DES MINERALISA¬TIONS, LA LOCALISATION ET LA GEOMETRIE DU GISEMENT

Les facteurs contrôlant le piégeage des minéralisations, la localisation et la géométrie dugisement, sont de deux ordres, rhéologique et structural. Ils sont inter-dépendants : ladéformation induit le développement d'hétérogénéités qui, à leur tour, influent sur les modalités dela déformation, provoquant sa localisation progressive. L'approche présentée ici s'inspire de celledéveloppée par C. Castaing et ai (1993), qui consiste à examiner l'évolution du système en termed'hétérogénéités successives d'ordre différent (tabl. 8).

a/ Le granite du Sidobre et son auréole de métamorphisme de contact (fig. 26a) constituent unehétérogénéité de 1^*^ ordre, qui guide la localisation de la stmcture de Saint-Salvy. La mise en

place syn-cinématique du granite du Sidobre dans un régime transcurrent dextre s'achève, unefois la transition ductile-fragile franchie, par la mise en place d'un essaim de dykesd'aplo-pegmatite (fig. 26b). Ce processus s'accompagne d'une localisation progressive de ladéformation vers les flancs (et en particulier le flanc sud) du bâti rigide que constitue le plutonet entraîne l'individualisation d'une zone de cisaillement fragile (fig. 26c). La localisation de

cette demière est étroitement contrôlée par l'interface entre les schistes de l'auréole de

métamorphisme de contact et les schistes non affectés par ce métamorphisme, qui correspondà une zone de fort contraste rhéologique (fig. 27a).

D'autre part, l'interaction entre le cisaillement dextre et le pluton qui se comporte comme unnoyau rigide, induit le développement d'une gigantesque zone d'ombre tectonique (ou zoneabritée) dans les schistes situés au sud-ouest du batholite. Cette zone d'ombre, dont l'existencea été évoquée initialement par P. Béziat (in : F. Fogliérini et ai, 1980), va contrôler ledéveloppement du champ filonien de Saint-Salvy : les modélisations expérimentales(M. Moisy, 1993 ; M. Moisy et ai, soumis) montrent que des segments de stmctures appa¬

raissent dans une zone approximativement triangulaire située au sud-ouest du granite (fig. 26cet d). Au sein de cette zone, un régime distensif va rapidement dominer, provoquant le jeu en

faille normale des stmctures nouvellement créées. C'est par ailleurs le développement de lazone abritée qui entraîne l'évolution du jeu décrochant dextre initial dc la stmcture deSaint-Salvy vers un jeu décrochant à composante extensive de plus en plus marquée.

b/ La localisation des segments minéralisés au sein de la structure de Saint-Salvy apparaît êtrecontrôlée par deux facteurs, l'un rhéologique, l'autre stmctural. Le facteur rhéologiquecorrespond à la présence des barres et colonnes d'aplite qui constituent une hétérogénéité de

2"^* ordre et le facteur stmctural correspond à l'orientation dc la structure filonienne.

Exception faite du Rouquis Est, où elles pourraient avoir été érodées (cf. supra), les aplitess.i sont abondantes sur l'ensemble de la zone exploitée. Les investigations menées dans des

secteurs s'étant avérés stériles, en particulier sur la partie orientale dc la structure deSaint-Salvy (secteurs de la Balme, d'Oms-Carla ct de Combe Redon - fig. 2), montrent que lesinjections aplitiques sont beaucoup moins développées. Dans les sondages, les intersectionssont presque toujours infra-métriques, atteignant exceptionnellement une puissance de 10 m.



HETEROGENEITES REGIMETECTONIQUE


Tectonique transcurrentedextre régionale

Auréole de

métamorphismede contact

2JDykes d'aplo-pegmatite

0© 0©

FLUIDESMINERALISES

V

Localisation de la structurede Saint-Salvv

Transition ducdle - fragileFocalisation de la

déformation

ïJeu décrochant

dextre

ORIENTATIONE-W à N75°E

ORIENTATIONN75°EàN55''E

Zone de cisaillement puissante

Dilatance développée

iSilicification (+)(+)

¤)

Zone de cisaillementpeu puissante

Segments en

compressionDilatance réduite

- Silicification © Q

_2_Jeu décrochant

dextre à compo.'antenormale

Ouvertures et

minéralisation©0

Ouvertures réduitesMinéralisation

0©

Tabl. 8 - Tableau synoptique des facteurs contrôlant la localisation du gisement et la répartitiondes minéralisations. Les numéros indiquent l'ordre des hétérogénéités.



HETEROGENEITES REGIMETECTONIQUE


Tectonique transcurrentedextre régionale

Auréole de

métamorphismede contact

2JDykes d'aplo-pegmatite

0© 0©

FLUIDESMINERALISES

V

Localisation de la structurede Saint-Salvv

Transition ducdle - fragileFocalisation de la

déformation

ïJeu décrochant

dextre

ORIENTATIONE-W à N75°E

ORIENTATIONN75°EàN55''E

Zone de cisaillement puissante

Dilatance développée

iSilicification (+)(+)

¤)

Zone de cisaillementpeu puissante

Segments en

compressionDilatance réduite

- Silicification © Q

_2_Jeu décrochant

dextre à compo.'antenormale

Ouvertures et

minéralisation©0

Ouvertures réduitesMinéralisation

0©

Tabl. 8 - Tableau synoptique des facteurs contrôlant la localisation du gisement et la répartitiondes minéralisations. Les numéros indiquent l'ordre des hétérogénéités.


Io

toVI

p»CD

¿0Cï

Co

&)

Ca

ft)::

Sr

(B

O

3"f»

(0

5Ci"

Fig. 26 - Les étapes de formation de la stmcture de Saint-Salvy et du champ filonien - Schémasinspirés de M. Moisy et ai (soumis) : (a) mise en place syncinématique du granite duSidobre en contexte transcurrent dextre. L'auréole de métamorphisme de contact estfigurée par un pointillé ; (a-b) transition ductile-fragile - localisation de ladéformation ; (b) mise en place de l'essaim de dykes d'aplo-pegmatites, guidée par ledéveloppement et l'ouverture de zones en tension ; (c) création de la stmcture de

Saint-Salvy et développement du champ filonien dans une gigantesque zone abritée auSW du granite ; (d) apparition d'un régime distensif au sein de la zone abritée,entraînant l'évolution de la cinématique de la stmcture de Saint-Salvy (jeu décrochant^ jeu décrochant à composante extensive / voire jeu local en faille normale).

O)VI

Io

toVI

p»CD

¿0Cï

Co

&)

Ca

ft)::

Sr

(B

O

3"f»

(0

5Ci"

Fig. 26 - Les étapes de formation de la stmcture de Saint-Salvy et du champ filonien - Schémasinspirés de M. Moisy et ai (soumis) : (a) mise en place syncinématique du granite duSidobre en contexte transcurrent dextre. L'auréole de métamorphisme de contact estfigurée par un pointillé ; (a-b) transition ductile-fragile - localisation de ladéformation ; (b) mise en place de l'essaim de dykes d'aplo-pegmatites, guidée par ledéveloppement et l'ouverture de zones en tension ; (c) création de la stmcture de

Saint-Salvy et développement du champ filonien dans une gigantesque zone abritée auSW du granite ; (d) apparition d'un régime distensif au sein de la zone abritée,entraînant l'évolution de la cinématique de la stmcture de Saint-Salvy (jeu décrochant^ jeu décrochant à composante extensive / voire jeu local en faille normale).

O)VI


Dans ces secteurs, la puissance réelle, mesurée horizontalement, de la caisse filonienne oscilleentre 10 et 25 m, alors qu'elle est généralement comprise entre 30 et 50 m sur la mineprincipale et au Rouquis.

Ces données permettent de formuler plus précisément la proposition initiale : elles suggèrentqu'il existe en fait une relation étroite entre la présence d'aplites, la puissance de la caissefilonienne (ou de la zone de cisaillement) et la présence d'une minéralisation économique. Lelien entre la puissance de la caisse filonienne et la présence d'aplites (fig. 27a et b) s'expliquepar le fait que leur présence au sein des schistes entraîne une anisotropic mécanique quifavorise le développement de la fracturation (propagation et multiplication du nombre dcfractures) et de ses ondulations (phénomène de réfraction) (J.T. Kingma, 1958 ; D. Cassard etJ. Carvalho, 1989 ; A. Combes et ai, 1992). En revanche, lorsque les injections aplitiquessont faiblement développées, la déformation est guidée par la schistosité principale S2, qui estsub-parallèle à la stmcture et qui constitue un important plan d'anisotropie : la déformation estalors concentrée sur quelques plans et n'induit que de faibles ouvertures dans le matérielschisteux.

L'autre facteur contrôlant /'/o/7í7/"tó la puissance de la caisse filonienne, est l'orientation dc lastmcture. En effet, compte-tenu de la cinématique dextre du jeu décrochant initial, ct del'orientation de la contrainte principale maximale ffl (N 102° E), les ouvertures seront plusimportantes pour les segments de stmcture ayant une orientation voisine dc E-W que pourceux dont l'orientation sc rapproche de NE-SW, qui sont en compression. Dans sa partieorientale qui s'incurve progressivement vers le nord-est, la structure de Saint-Salvy cumuledonc deux aspects négatifs (orientation défavorable et faible développement des aplites - leursinfluences respectives restant difficiles à établir) qui contribuent à hypothéquer son intérêt.L'extension ouest du filon, correspond a priori à une zone plus favorable du fait de sonorientation. Une première phase de reconnaissance extensive par sondages, menée notammentdans le cadre de la RPI, n'a pas permis de confirmer son intérêt.

En ce qui conceme les autres stmctures du champ filonien, il n'est pas certain que le facteurorientation ait joué un rôle prédominant, l'importance du jeu décrochant dextre paraissantassez subordonnée (cf. supra). L'absence d'affleurements de bonne qualité (les épontes etl'encaissant immédiat des filons ne sont généralement pas visibles et, au sein des filons, seules

des traces de jeu normal sont exprimées) rend difficile une étude détaillée de la cinématique dela déformation. Toutefois, le pendage redressé de ces stmctures (reconnues par des sondages

d'exploration) d'une part, et le fait qu'elles présentent un début d'évolution comparable au filonde Saint-Salvy (fracturation avec silicification et venues dc carbonates, puis bréchification etremplissage sidéritique) suggèrent, qu'à l'origine, elles aient pu fonctionner en décrochementsdextres. Si tel a été le cas, alors le facteur orientation a certainement joué un rôle défavorable.Enfin, les faibles puissances des caisses filoniennes (généralement pluri-métriques), etl'absence de minéralisation économique, seules quelques traces de sphalerite ayant été trouvéeslocalement (e.g. le filon des Huttes - fig. 2) peuvent également être inputées à la prédominancedu régime tectonique e.xtensif qui entraîne un effondrement gravitaire du toit des stmctures,dans un contexte où les anisotropics mécaniques paraissent peu développées.



Dans ces secteurs, la puissance réelle, mesurée horizontalement, de la caisse filonienne oscilleentre 10 et 25 m, alors qu'elle est généralement comprise entre 30 et 50 m sur la mineprincipale et au Rouquis.

Ces données permettent de formuler plus précisément la proposition initiale : elles suggèrentqu'il existe en fait une relation étroite entre la présence d'aplites, la puissance de la caissefilonienne (ou de la zone de cisaillement) et la présence d'une minéralisation économique. Lelien entre la puissance de la caisse filonienne et la présence d'aplites (fig. 27a et b) s'expliquepar le fait que leur présence au sein des schistes entraîne une anisotropic mécanique quifavorise le développement de la fracturation (propagation et multiplication du nombre dcfractures) et de ses ondulations (phénomène de réfraction) (J.T. Kingma, 1958 ; D. Cassard etJ. Carvalho, 1989 ; A. Combes et ai, 1992). En revanche, lorsque les injections aplitiquessont faiblement développées, la déformation est guidée par la schistosité principale S2, qui estsub-parallèle à la stmcture et qui constitue un important plan d'anisotropie : la déformation estalors concentrée sur quelques plans et n'induit que de faibles ouvertures dans le matérielschisteux.

L'autre facteur contrôlant /'/o/7í7/"tó la puissance de la caisse filonienne, est l'orientation dc lastmcture. En effet, compte-tenu de la cinématique dextre du jeu décrochant initial, ct del'orientation de la contrainte principale maximale ffl (N 102° E), les ouvertures seront plusimportantes pour les segments de stmcture ayant une orientation voisine dc E-W que pourceux dont l'orientation sc rapproche de NE-SW, qui sont en compression. Dans sa partieorientale qui s'incurve progressivement vers le nord-est, la structure de Saint-Salvy cumuledonc deux aspects négatifs (orientation défavorable et faible développement des aplites - leursinfluences respectives restant difficiles à établir) qui contribuent à hypothéquer son intérêt.L'extension ouest du filon, correspond a priori à une zone plus favorable du fait de sonorientation. Une première phase de reconnaissance extensive par sondages, menée notammentdans le cadre de la RPI, n'a pas permis de confirmer son intérêt.

En ce qui conceme les autres stmctures du champ filonien, il n'est pas certain que le facteurorientation ait joué un rôle prédominant, l'importance du jeu décrochant dextre paraissantassez subordonnée (cf. supra). L'absence d'affleurements de bonne qualité (les épontes etl'encaissant immédiat des filons ne sont généralement pas visibles et, au sein des filons, seules

des traces de jeu normal sont exprimées) rend difficile une étude détaillée de la cinématique dela déformation. Toutefois, le pendage redressé de ces stmctures (reconnues par des sondages

d'exploration) d'une part, et le fait qu'elles présentent un début d'évolution comparable au filonde Saint-Salvy (fracturation avec silicification et venues dc carbonates, puis bréchification etremplissage sidéritique) suggèrent, qu'à l'origine, elles aient pu fonctionner en décrochementsdextres. Si tel a été le cas, alors le facteur orientation a certainement joué un rôle défavorable.Enfin, les faibles puissances des caisses filoniennes (généralement pluri-métriques), etl'absence de minéralisation économique, seules quelques traces de sphalerite ayant été trouvéeslocalement (e.g. le filon des Huttes - fig. 2) peuvent également être inputées à la prédominancedu régime tectonique e.xtensif qui entraîne un effondrement gravitaire du toit des stmctures,dans un contexte où les anisotropics mécaniques paraissent peu développées.


-t- +

N

REGIMETECTONIQUE

-t- -f-

\ "1" * î

..nawfflflînrîî^ + + I 1,1 iiiif^ I I 1" I II I I II I I II I I

^Ki-nsiinjjiipiip'v'yL.^^

/ / ^

+ + -h + + + + +- + -i- + + + -f+-+-+- ++ + +-+ + + 4-4--4- -i- + 4-4- + -l-4-j--<- + 4- r-trTy /" X

4 4 r*4-4-4-A AAA >"^--4;:^^?T^^~Fl^g='?ï74°A A a-^Â A 4. 4. 4. A jySi.-i'A 4 > â .4 4^ 4^<î^î,iSâ=*=ifl>

+ + ++--I-++- +IJ 4- -I- 4- -f- -i- +- + + +

+- -+-

^^

I I I

4 4 4 -C' 4 -^<^ . ¡4 4 4 -'vJ i4 A A 4 4 A^r 4

44A444\aA X .AAAAAAA^-

A a A A A A A .y^jS

T I r

i;!:::;Í!;-H:;n;!!H!!i-n"ir "*" t "^ 'îr'^--~~""-¿Yr" "-"""îiiiiiaii ' '_ tt:::?

T I r

7'"^p^f^T""r"""r' r'-t '"" f'"^'l 1 '"' ' |-^'::nf'>"-T-

4- + Granite du Sidobre

4- -H^++1 Aplo-pegmatites

TTT] Schistes de l'auréole de métamorphismeN " 1 de contact

I j Schistes non affectés par le métamorphismede contact

*A*A* Zone ± intensément silicifiée et bréchifiée

Emprise de la zone de cisaillement -schistes ± tectonisés

'Jj Premiers carbonates et sidérite (+ +)

Sidérite et sphalerite (+ +)

Fig. 27 - Schéma d'évolution de la structure de Saint-Salvy : (a) localisation de la zone de

cisaillement ; (b) dilatance et silicification ; (c) ouvertures en transtension et début de

la mise en place de la minéralisation ; (d) poursuite du mouvement, développement dujeu normal et mise en place de la minéralisation économique ; (e) rejeu de la stmctureen faille normale lors de la distension permo-triasique. Le schéma n'est pas à l'échelle.

(o

-t- +

N

REGIMETECTONIQUE

-t- -f-

\ "1" * î

..nawfflflînrîî^ + + I 1,1 iiiif^ I I 1" I II I I II I I II I I

^Ki-nsiinjjiipiip'v'yL.^^

/ / ^

+ + -h + + + + +- + -i- + + + -f+-+-+- ++ + +-+ + + 4-4--4- -i- + 4-4- + -l-4-j--<- + 4- r-trTy /" X

4 4 r*4-4-4-A AAA >"^--4;:^^?T^^~Fl^g='?ï74°A A a-^Â A 4. 4. 4. A jySi.-i'A 4 > â .4 4^ 4^<î^î,iSâ=*=ifl>

+ + ++--I-++- +IJ 4- -I- 4- -f- -i- +- + + +

+- -+-

^^

I I I

4 4 4 -C' 4 -^<^ . ¡4 4 4 -'vJ i4 A A 4 4 A^r 4

44A444\aA X .AAAAAAA^-

A a A A A A A .y^jS

T I r

i;!:::;Í!;-H:;n;!!H!!i-n"ir "*" t "^ 'îr'^--~~""-¿Yr" "-"""îiiiiiaii ' '_ tt:::?

T I r

7'"^p^f^T""r"""r' r'-t '"" f'"^'l 1 '"' ' |-^'::nf'>"-T-

4- + Granite du Sidobre

4- -H^++1 Aplo-pegmatites

TTT] Schistes de l'auréole de métamorphismeN " 1 de contact

I j Schistes non affectés par le métamorphismede contact

*A*A* Zone ± intensément silicifiée et bréchifiée

Emprise de la zone de cisaillement -schistes ± tectonisés

'Jj Premiers carbonates et sidérite (+ +)

Sidérite et sphalerite (+ +)

Fig. 27 - Schéma d'évolution de la structure de Saint-Salvy : (a) localisation de la zone de

cisaillement ; (b) dilatance et silicification ; (c) ouvertures en transtension et début de

la mise en place de la minéralisation ; (d) poursuite du mouvement, développement dujeu normal et mise en place de la minéralisation économique ; (e) rejeu de la stmctureen faille normale lors de la distension permo-triasique. Le schéma n'est pas à l'échelle.

(o


d Au sein de la caisse filonienne, la géométrie des ouvertures minéralisées (i.e. le dispositifsigmoïde dessiné par les veines du toit et du mur) paraît contrôlé par deux facteursrhéologiques : (i) les aplites "concordantes" et les aplites verticales qui influent sur larépartition des pôles d'ouverture (cf supra) et (ii) les zones silicifiées dont le développementest la conséquence directe du phénomène de dilatance (fig. 27b). Il s'agit donc dans ce demiercas d'hétérogénéités de 3'''"*' ordre, générées par le fonctionnement du système et non plusd'hétérogénéités pré-existantes.

C'est probablement dans la partie supérieure ouest dc la mine principale que la corrélationpositive entre la puissance de la caisse filonienne, l'importance des silicifications et ledéveloppement de la minéralisation économique est la plus évidente. Dans ce secteur, lapuissance de la caisse filonienne est maximale (50-60 m), l'interfilonien est fortement silicifié(fig. 10) et le développement de la minéralisation est excellent (tant en terme de puissanceminéralisée que d'accumulation métal [fig. 15]). Les ouvertures se sont développées de part etd'autre de la zone silicifiée, c'est-à-dire au niveau de zones à fort contraste rhéologique (fig.27c).

En définitive, la figure sigmoïde que dessinent les ouvertures au sein de la caisse filoniennerésulte des interactions entre la déformation cisaillante, les zones plus ou moms intensémentsilicifiées dont elle induit le développement et les barres et lames d'aplite. Dans le détail, lalocalisation des ouvertures au voisinage même d'hétérogénéités de 3^"^^ ordre n'est pastoujours vérifiée. Ceci suggère qu'une fois l'amorce de l'ouverture réalisée à partir d'unehétérogénéité majeure, le système acquiert une dynamique propre et que le phénomène de

propagation a un certain degré de liberté.

d/ Il a été vu précédemment que le problème de la périodicité (répétitivité) spatiale des ouverturesne recevait pas de réponse simple. II n'en demeure pas moins qu'au sein des veines du toit et dumur, il existe une stmcturation intime de la minéralisation à deux échelles de distance,respectivement de 15 et 60 m. Cette stmcturation résulte de la poursuite du mouvement sur leszones silicifiées précédemment formées et sur des blocs d'aplite ct des lentilles de schistes. Lesouvertures se développent dans les zones incurvées favorablement orientées (en extension)situées en bordure de ces corps (fig. 27c et d ; voir également B. Bourgine et G. Courrioux,1993). La cicatrisation des premières ouvertures et le fait que la déformation tende à se

concentrer au niveau d'interfaces à fort gradient de compétence, provoquent le déplacementlatéral des nouvelles ouvertures, qui vierment ainsi se juxtaposer aux précédentes, et une"dilatation" consécutive de la veine minéralisée. L'évolution concomitante de la nature dudépôt (sidérite, puis sphalerite), rend compte du fait que les ouvertures tardives sontgénéralement les plus minéralisées et sont situées préférentiellement en bordure des veines. Lescorps bréchiques à stmcture en cocardes correspondent aux secteurs où l'ouverture a étémaximale, entraînant l'arrachement ct la fragmentation ("violent rock bursts" - T.W. Mitcham,1974) des schistes silicifiés situés en bordure des corps silicifiés. Le fait que certainescocardes soient tronquées et recimentées par de la sphalerite indique que le phénomèneprocède par saccades.

La répartition des zones minéralisées riches est donc gouvernée par la morphologie des

hétérogénéités de 3^*"^ ordre (zones silicifiées) ct par le développement d'hétérogénéitésd'ordre inférieur générées par le système (demières silicifications, brèches à sidéritedominante). Le développement d'un régime à composante extensive évoluant localement versun jeu en faille normale pendant la mise en place de la minéralisation économique, vient



d Au sein de la caisse filonienne, la géométrie des ouvertures minéralisées (i.e. le dispositifsigmoïde dessiné par les veines du toit et du mur) paraît contrôlé par deux facteursrhéologiques : (i) les aplites "concordantes" et les aplites verticales qui influent sur larépartition des pôles d'ouverture (cf supra) et (ii) les zones silicifiées dont le développementest la conséquence directe du phénomène de dilatance (fig. 27b). Il s'agit donc dans ce demiercas d'hétérogénéités de 3'''"*' ordre, générées par le fonctionnement du système et non plusd'hétérogénéités pré-existantes.

C'est probablement dans la partie supérieure ouest dc la mine principale que la corrélationpositive entre la puissance de la caisse filonienne, l'importance des silicifications et ledéveloppement de la minéralisation économique est la plus évidente. Dans ce secteur, lapuissance de la caisse filonienne est maximale (50-60 m), l'interfilonien est fortement silicifié(fig. 10) et le développement de la minéralisation est excellent (tant en terme de puissanceminéralisée que d'accumulation métal [fig. 15]). Les ouvertures se sont développées de part etd'autre de la zone silicifiée, c'est-à-dire au niveau de zones à fort contraste rhéologique (fig.27c).

En définitive, la figure sigmoïde que dessinent les ouvertures au sein de la caisse filoniennerésulte des interactions entre la déformation cisaillante, les zones plus ou moms intensémentsilicifiées dont elle induit le développement et les barres et lames d'aplite. Dans le détail, lalocalisation des ouvertures au voisinage même d'hétérogénéités de 3^"^^ ordre n'est pastoujours vérifiée. Ceci suggère qu'une fois l'amorce de l'ouverture réalisée à partir d'unehétérogénéité majeure, le système acquiert une dynamique propre et que le phénomène de

propagation a un certain degré de liberté.

d/ Il a été vu précédemment que le problème de la périodicité (répétitivité) spatiale des ouverturesne recevait pas de réponse simple. II n'en demeure pas moins qu'au sein des veines du toit et dumur, il existe une stmcturation intime de la minéralisation à deux échelles de distance,respectivement de 15 et 60 m. Cette stmcturation résulte de la poursuite du mouvement sur leszones silicifiées précédemment formées et sur des blocs d'aplite ct des lentilles de schistes. Lesouvertures se développent dans les zones incurvées favorablement orientées (en extension)situées en bordure de ces corps (fig. 27c et d ; voir également B. Bourgine et G. Courrioux,1993). La cicatrisation des premières ouvertures et le fait que la déformation tende à se

concentrer au niveau d'interfaces à fort gradient de compétence, provoquent le déplacementlatéral des nouvelles ouvertures, qui vierment ainsi se juxtaposer aux précédentes, et une"dilatation" consécutive de la veine minéralisée. L'évolution concomitante de la nature dudépôt (sidérite, puis sphalerite), rend compte du fait que les ouvertures tardives sontgénéralement les plus minéralisées et sont situées préférentiellement en bordure des veines. Lescorps bréchiques à stmcture en cocardes correspondent aux secteurs où l'ouverture a étémaximale, entraînant l'arrachement ct la fragmentation ("violent rock bursts" - T.W. Mitcham,1974) des schistes silicifiés situés en bordure des corps silicifiés. Le fait que certainescocardes soient tronquées et recimentées par de la sphalerite indique que le phénomèneprocède par saccades.

La répartition des zones minéralisées riches est donc gouvernée par la morphologie des

hétérogénéités de 3^*"^ ordre (zones silicifiées) ct par le développement d'hétérogénéitésd'ordre inférieur générées par le système (demières silicifications, brèches à sidéritedominante). Le développement d'un régime à composante extensive évoluant localement versun jeu en faille normale pendant la mise en place de la minéralisation économique, vient



compliquer cette répartition et est probablement responsable de l'absence de pitch de laminéralisation (i.e. absence de stmcturation en colonne de la minéralisation).Il apparaît en définitive, que la répartition des zones minéralisées riches au sein du filonrésulte d'une série de contrôles intervenant à différentes échelles. Les hétérogénéitésgouvernant cette répartition peuvent être classées en deux catégories : les hétérogénéités pré¬

existantes, anté-stmcture, et celles générées par les interactions entre ces demières et ladéformation. Ces hétérogénéités d'ordre inférieur, de taille de plus en plus petite, induisent àleur tour la localisation de plus en plus précise des perturbations tectoniques, permettant ainsila chenalisation des fluides hydrothermaux (C. Castaing et ai, 1993) et, in fine, la formationde concentrations minéralisées. Cette circulation des fluides est entretenue par la successiond'incréments de deformation qui se développent le long de la stmcture faillée et empêchentune cicatrisation rapide de cette demière.

8.2. ORIGINE DES FLUIDES MINERALISES

Les résultats de géochimie isotopique du plomb et du soufre convergent pour privilégier uneliaison génétique entre la minéralisation et le granite du Sidobre et exclure une origine parremobilisation des séries cambriennes encaissantes. La minéralisation de Saint-Salvy apparaîtdonc comme un phénomène hydrothermal fini-magmatique dont l'expression a été rendue possiblepar le fonctionnement synchrone d'un cisaillement.

La source de la charge métallique est soit le granite lui-même, soit plus probablement la zone de

fusion cmstale qui lui a donné naissance. Ce modèle implique une prédominance de fluidesd'origine magmatique dans les fluides hydrothermaux - les isotopes du soufre vont dans ce sens -mais, l'absence de données isotopiques relatives à l'oxygène ct à l'hydrogène ne permet pas de leconfirmer.

8.3. CONCLUSION - LES APPORTS DU MODELE

Bien que chaque filon soit un cas particulier, C. Castaing et ai (1993) ont montré, cndécomposant l'évolution de plusieurs systèmes minéralisés, filoniens ou de "shear zone", tels queLe Boumeix et Laurièras (V. Bouchot et ai, 1989), Lc Châtelct (Y. Gros et ai, 1989), Salsigne(D. Cassard et J.L. Lescuyer, 1991 ; J.L. Lescuyer et ai, 1993), qu'il existait des "invariantsmécaniques".

Le phénomène de localisation de la déformation est très répandu, et ce sont généralement les

stmctures les plus tardives (en terme de chronologie relative) et d'ordre inférieur qui concentrentla minéralisation économique. L'exemple dc Saint-Salvy montre que ces demières sont loin d'êtreles plus facilement appréhendables : elles sont générées par le système au cours de sonfonctionnement et, même si leur développement n'est pas aléatoire (il existe clairement à

Saint-Salvy une stmcturation, mise en évidence par la géostatistique, qui influe sur la longueurdes tranches d'exploitation), il reste difficile de prédire la proximité d'un corps riche (D. Cassardet ai, 1991).



compliquer cette répartition et est probablement responsable de l'absence de pitch de laminéralisation (i.e. absence de stmcturation en colonne de la minéralisation).Il apparaît en définitive, que la répartition des zones minéralisées riches au sein du filonrésulte d'une série de contrôles intervenant à différentes échelles. Les hétérogénéitésgouvernant cette répartition peuvent être classées en deux catégories : les hétérogénéités pré¬

existantes, anté-stmcture, et celles générées par les interactions entre ces demières et ladéformation. Ces hétérogénéités d'ordre inférieur, de taille de plus en plus petite, induisent àleur tour la localisation de plus en plus précise des perturbations tectoniques, permettant ainsila chenalisation des fluides hydrothermaux (C. Castaing et ai, 1993) et, in fine, la formationde concentrations minéralisées. Cette circulation des fluides est entretenue par la successiond'incréments de deformation qui se développent le long de la stmcture faillée et empêchentune cicatrisation rapide de cette demière.

8.2. ORIGINE DES FLUIDES MINERALISES

Les résultats de géochimie isotopique du plomb et du soufre convergent pour privilégier uneliaison génétique entre la minéralisation et le granite du Sidobre et exclure une origine parremobilisation des séries cambriennes encaissantes. La minéralisation de Saint-Salvy apparaîtdonc comme un phénomène hydrothermal fini-magmatique dont l'expression a été rendue possiblepar le fonctionnement synchrone d'un cisaillement.

La source de la charge métallique est soit le granite lui-même, soit plus probablement la zone de

fusion cmstale qui lui a donné naissance. Ce modèle implique une prédominance de fluidesd'origine magmatique dans les fluides hydrothermaux - les isotopes du soufre vont dans ce sens -mais, l'absence de données isotopiques relatives à l'oxygène ct à l'hydrogène ne permet pas de leconfirmer.

8.3. CONCLUSION - LES APPORTS DU MODELE

Bien que chaque filon soit un cas particulier, C. Castaing et ai (1993) ont montré, cndécomposant l'évolution de plusieurs systèmes minéralisés, filoniens ou de "shear zone", tels queLe Boumeix et Laurièras (V. Bouchot et ai, 1989), Lc Châtelct (Y. Gros et ai, 1989), Salsigne(D. Cassard et J.L. Lescuyer, 1991 ; J.L. Lescuyer et ai, 1993), qu'il existait des "invariantsmécaniques".

Le phénomène de localisation de la déformation est très répandu, et ce sont généralement les

stmctures les plus tardives (en terme de chronologie relative) et d'ordre inférieur qui concentrentla minéralisation économique. L'exemple dc Saint-Salvy montre que ces demières sont loin d'êtreles plus facilement appréhendables : elles sont générées par le système au cours de sonfonctionnement et, même si leur développement n'est pas aléatoire (il existe clairement à

Saint-Salvy une stmcturation, mise en évidence par la géostatistique, qui influe sur la longueurdes tranches d'exploitation), il reste difficile de prédire la proximité d'un corps riche (D. Cassardet ai, 1991).



En revanche, l'analyse relative aux hétérogénéités pré-existantes de F*" ou de 2"^* ordre et à lacinématique des stmctures paraît plus aisément utilisable. Son intérêt est évident en termes dcprospection minière, en particulier pour les gisements de type filonien. Elle permet de focaliserrapidement les recherches sur les segments de stmcture a priori les plus favorables. Lestechniques à mettre en oeuvre sont simples et classiques :

(i) cartographie précise de la stmcture filonienne en relevant plus particulièrement leschangements d'azimut, les changements de puissance et la présence de zones ou corpssilicifiés ;

(ii) cartographie stmcturale des terrains encaissants en insistant sur tous les changements de

lithologie, la présence de dykes ou d'intmsions, etc., susceptibles de modifier le compor¬tement rhéologique des terrains et de constituer des anisotropics mécaniques favorisant ledéveloppement de la fracturation. La détermination de la disposition spatiale des hétéro¬généités est importante. Il est en effet fréquent de constater que le pitch d'une ouverture se

dispose, en fait, assez rarement perpendiculairement au vecteur mouvement (contrairement àune idée reçue un peu trop simplificatrice), mais est étroitement contrôlé par l'attitude d'unehétérogénéité (e.g. une succession de bancs de grès dans une série schisto-gréseuse -D. Cassard e/o/., 1990);

(iii) détermination de la ou des cinématiqucs de la stmcture, l'objectif étant de défmir quelleszones étaient en compression ou en extension au moment ou s'est engagé le processusminéralisateur (e.g. J.E. Spurr, 1925 ; D. Greenwood, 1981 ; J.P. Gratier, 1984). Dans lecas d'une stmcture ancienne réactivée, la connaissance de la cinématique initiale estimportante car elle peut permettre de mieux cerner la géométrie des pièges (éventuellesfigures d'interférence, absence de pitch, ... ).

La sélection des segments dc stmcture ainsi réalisée, confrontée aux résultats d'autres techniques(géochimie, géophysique), permet d'établir une meilleure hiérarchisation des cibles à sonder.L'analyse mécanique des zones faillées n'a pas vocation à être employée seule en rechercheminière car elle ne donne pas d'information directe sur la présence de minerai. En revanche,couplée aux autres techniques, elle contribue à contraindre les hypothèses ct à rationnaliser leschoix.



En revanche, l'analyse relative aux hétérogénéités pré-existantes de F*" ou de 2"^* ordre et à lacinématique des stmctures paraît plus aisément utilisable. Son intérêt est évident en termes dcprospection minière, en particulier pour les gisements de type filonien. Elle permet de focaliserrapidement les recherches sur les segments de stmcture a priori les plus favorables. Lestechniques à mettre en oeuvre sont simples et classiques :

(i) cartographie précise de la stmcture filonienne en relevant plus particulièrement leschangements d'azimut, les changements de puissance et la présence de zones ou corpssilicifiés ;

(ii) cartographie stmcturale des terrains encaissants en insistant sur tous les changements de

lithologie, la présence de dykes ou d'intmsions, etc., susceptibles de modifier le compor¬tement rhéologique des terrains et de constituer des anisotropics mécaniques favorisant ledéveloppement de la fracturation. La détermination de la disposition spatiale des hétéro¬généités est importante. Il est en effet fréquent de constater que le pitch d'une ouverture se

dispose, en fait, assez rarement perpendiculairement au vecteur mouvement (contrairement àune idée reçue un peu trop simplificatrice), mais est étroitement contrôlé par l'attitude d'unehétérogénéité (e.g. une succession de bancs de grès dans une série schisto-gréseuse -D. Cassard e/o/., 1990);

(iii) détermination de la ou des cinématiqucs de la stmcture, l'objectif étant de défmir quelleszones étaient en compression ou en extension au moment ou s'est engagé le processusminéralisateur (e.g. J.E. Spurr, 1925 ; D. Greenwood, 1981 ; J.P. Gratier, 1984). Dans lecas d'une stmcture ancienne réactivée, la connaissance de la cinématique initiale estimportante car elle peut permettre de mieux cerner la géométrie des pièges (éventuellesfigures d'interférence, absence de pitch, ... ).

La sélection des segments dc stmcture ainsi réalisée, confrontée aux résultats d'autres techniques(géochimie, géophysique), permet d'établir une meilleure hiérarchisation des cibles à sonder.L'analyse mécanique des zones faillées n'a pas vocation à être employée seule en rechercheminière car elle ne donne pas d'information directe sur la présence de minerai. En revanche,couplée aux autres techniques, elle contribue à contraindre les hypothèses ct à rationnaliser leschoix.



REMERCIEMENTS

Nous remercions tout d'abord M*"^ J. L. Clergue et J. L. Girard, Directeurs successifs de la Minede Saint-Salvy ct M'" R. Campi, responsable de la première RPI à Metaleurop, pour leur accueilsympathique et la mise en oeuvre de tous les moyens nécessaires au bon déroulement des

différentes études. M"" G. Troly, de la Direction des mines à Metaleurop, qui a supervisél'ensemble des projets, a bien voulu assurer une relecture critique du manuscrit, contribuant ainsià une amélioration substantielle de ce demier.

Merci enfin à M"" C. Heinry, à M'"^^ B. Mardellc-Jacquemin ct C. Miot et à la section EQR, quiont étroitement collaboré à la mise en forme de ce travail et à sa publication.



REMERCIEMENTS

Nous remercions tout d'abord M*"^ J. L. Clergue et J. L. Girard, Directeurs successifs de la Minede Saint-Salvy ct M'" R. Campi, responsable de la première RPI à Metaleurop, pour leur accueilsympathique et la mise en oeuvre de tous les moyens nécessaires au bon déroulement des

différentes études. M"" G. Troly, de la Direction des mines à Metaleurop, qui a supervisél'ensemble des projets, a bien voulu assurer une relecture critique du manuscrit, contribuant ainsià une amélioration substantielle de ce demier.

Merci enfin à M"" C. Heinry, à M'"^^ B. Mardellc-Jacquemin ct C. Miot et à la section EQR, quiont étroitement collaboré à la mise en forme de ce travail et à sa publication.



REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

ACUANA-SORRIAUX G. (1981) - Le métamorphisme de contact du granite du Sidobre (Tam).Thèse 3^'"'^ cycle, Univ. Toulouse-III, 193 p.

ALBAREDE F., FERAUD G., KANEOKA I.., ALLEGRE C. J. (1978) - ^'^kx-'^^Ai dating : theimportance of K-feldspars on multi-mineral data of polyorogenic areas. J. Geol., 86, p. 581-598.

BARBANSON L. (1979) - Etude des minéralisations du district zincifêre de Saint-Salvy. Thèse3eme cycle, Univ. Toulouse, 184 p.

BARBANSON L., GELDRON A. (1983) - Distribution du germanium, de l'argent et ducadmium entre les schistes et les minéralisations stratiformes et filoniennes à blende-sidérite de larégion de St-Salvy (Tam). Chron. rech. min. Fr., n° 470, p. 33-42.

BARD J. P., LOUEYIT J. (1978) - Sur l'origine des gneiss oeillés dc l'Espinouse dans la zoneaxiale de la Montagne Noire (Massif Central) : conséquences tectoniques. Bull. Soc. géol.France, (1), 20, n° 5, p. 751-772.

BEZIAT P. (1973) - Style des déformations ct figures d'interférences sur la bordure sud-est duSidobre (versant nord de la Montagne Noire). Buli BRGM, 2ème sér., sect. IV, n° 3, p. 161-183.

BEZIAT P., BLES J. L., FORTUNE J. P., LHEGU J. (1982) - Les filons à fluorine de

l'Albigeois ; présentation générale, guides de prospection. Buli BRGM, 2^*"^ sér., sect. II, n° 4,p. 417-426.

BEZIAT P., FORTUNE J. P., TOLLÓN F. (1976) - Zonalité minéralogique régionale dans lePaléozoïque du Tam. Buli Soc.fr. Minerai Cristallogr., 99, p. 294-299.

BLES J, L. (1982) - Etude stmcturale des schistes et des filons de fluorine de l'Albigeois.Document BRGM, Fr., n°36, 58 p.

BLES J. L., BONIJOLY D., CASTAING C, GROS Y. (1989) - Successive post-Variscan stressfields in the French Massif Central and its borders (Westem European plate) : comparison withgeodynamic data. Tectonophysics, 169, p. 79-1 11.

BLES J. L., BONIJOLY D., GROS Y. (1982) - Apport dc l'analyse stmcturale à la connaissancedes gîtes filoniens. Méthodes d'études et applications dans le sud-ouest du Massif Central. BuliBRGM, 2è'"e sér., sect. II, n° 4, p. 427-436.

BLES J. L., FEUGA B. (1981) - La fracturation des roches. Manuels et Méthodes, n° 1, BRGMéd., 123 p.

BONIJOLY D., CASTAING C. (1984) - Fracturation et genèse des bassins stéphaniens duMassif Central français cn régime compressif Ann. Soc. Géoi Nord, CIII, p. 187-199.



REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

ACUANA-SORRIAUX G. (1981) - Le métamorphisme de contact du granite du Sidobre (Tam).Thèse 3^'"'^ cycle, Univ. Toulouse-III, 193 p.

ALBAREDE F., FERAUD G., KANEOKA I.., ALLEGRE C. J. (1978) - ^'^kx-'^^Ai dating : theimportance of K-feldspars on multi-mineral data of polyorogenic areas. J. Geol., 86, p. 581-598.

BARBANSON L. (1979) - Etude des minéralisations du district zincifêre de Saint-Salvy. Thèse3eme cycle, Univ. Toulouse, 184 p.

BARBANSON L., GELDRON A. (1983) - Distribution du germanium, de l'argent et ducadmium entre les schistes et les minéralisations stratiformes et filoniennes à blende-sidérite de larégion de St-Salvy (Tam). Chron. rech. min. Fr., n° 470, p. 33-42.

BARD J. P., LOUEYIT J. (1978) - Sur l'origine des gneiss oeillés dc l'Espinouse dans la zoneaxiale de la Montagne Noire (Massif Central) : conséquences tectoniques. Bull. Soc. géol.France, (1), 20, n° 5, p. 751-772.

BEZIAT P. (1973) - Style des déformations ct figures d'interférences sur la bordure sud-est duSidobre (versant nord de la Montagne Noire). Buli BRGM, 2ème sér., sect. IV, n° 3, p. 161-183.

BEZIAT P., BLES J. L., FORTUNE J. P., LHEGU J. (1982) - Les filons à fluorine de

l'Albigeois ; présentation générale, guides de prospection. Buli BRGM, 2^*"^ sér., sect. II, n° 4,p. 417-426.

BEZIAT P., FORTUNE J. P., TOLLÓN F. (1976) - Zonalité minéralogique régionale dans lePaléozoïque du Tam. Buli Soc.fr. Minerai Cristallogr., 99, p. 294-299.

BLES J, L. (1982) - Etude stmcturale des schistes et des filons de fluorine de l'Albigeois.Document BRGM, Fr., n°36, 58 p.

BLES J. L., BONIJOLY D., CASTAING C, GROS Y. (1989) - Successive post-Variscan stressfields in the French Massif Central and its borders (Westem European plate) : comparison withgeodynamic data. Tectonophysics, 169, p. 79-1 11.

BLES J. L., BONIJOLY D., GROS Y. (1982) - Apport dc l'analyse stmcturale à la connaissancedes gîtes filoniens. Méthodes d'études et applications dans le sud-ouest du Massif Central. BuliBRGM, 2è'"e sér., sect. II, n° 4, p. 427-436.

BLES J. L., FEUGA B. (1981) - La fracturation des roches. Manuels et Méthodes, n° 1, BRGMéd., 123 p.

BONIJOLY D., CASTAING C. (1984) - Fracturation et genèse des bassins stéphaniens duMassif Central français cn régime compressif Ann. Soc. Géoi Nord, CIII, p. 187-199.



BONIJOLY D., CASTAING C. (1987) - Ouverture et évolution stmcturale de quelques bassinshouillers de directions orthogonales, dans le Massif Central français. Ann. Soc, Géoi Nord, CVI,p. 189-200.

BORREL A. (1978) - Le massif granitique du Sidobre. Pétrographie, stmcture, relations mise cnplace - cristallisation. Thèse 3'''"'^ cycle, Univ. Toulouse-III, 122 p.

BOUCHOT V., GROS Y., BONNEMAISON M. (1989) - Stmctural controls on the auriferousshear zones of the Saint-Yrieix District, Massif Central, France : evidence from the Le Boumeixand Laurièras gold deposits. Econ. Geol., 84, p. 1315-1327.

BOURGINE B., COURRIOUX G. (1993) - Modélisation géométrique et géologique dc la minede St-Salvy. Rapp. BRGM R 37170 ISA SGN 93, 28 p., inédit. ('G')

BREVART 0., DUPRE B., ALLEGRE C. J. (1982) - Metallogcnic provinces and the remobili-zation process studied by lead-isotopes : lead-zinc ore deposits from the southem Massif Central,France. Econ. Geoi, 77, p. 564-575.

BRUN J. P., PONS J. (1981 A) - Pattcms of interference between granite diapirism and regionaldeformation (abstract). In : Coward M. P., Diapirism and gravity tectonics : report of a TectonicStudies Group conference held at Leeds University, 25-26 March 1980. J. Struct. Geoi, 3, p. 93.

BRUN J. P., PONS J. (1981 B) - Strain patterns of pluton emplacement in a cmst undergoingnon-coaxial deformation. Sierra Morena, Southem Spain. J. Struct. Geoi, 3, p. 219-229.

CAREY E. (1976) - Analyse numérique d'un modèle mécanique élémentaire appliqué à l'émded'une population de failles : calcul d'un tenseur moyen des contraintes à partir des stries de

glissement. Thèse 3^"^^ cycle, Univ. Paris-Sud, Orsay, 138 p.

CAREY E. (1979) - Recherche des directions principales de contraintes associées au jeu d'unepopulation de failles. Rev. Géoi dyn. et Géog. phys.. Il, (1), p. 57-66.

CASSARD D., BOURGINE B., VIALLEFOND L., AVEC LA COLLABORATION DEBARATÓN A., BOULANGER P. ET BERTRAND B. (1991) - RP 01 bis Saint-Salvy (France)- Recherche de nouvelles réserves exploitables. Estimation et hiérarchisation de ciblespotentielles. Rapp. BRGM R 33952, 87 p., inédit. ('ïï')

CASSARD D., CARVALHO J. (1989) - Etude stmcturale dc la mine de Moirama (Au), Serra de

Pias - Portugal. Rôle des déformations dans la géométrie et la répartition des minéralisations.Rapp. BRGM R 30172 GEO SGN 89, 23 p., inédit.

CASSARD D., FEYBESSE J. L., LESCUYER J. L. (1993) - Variscan cmstal thickening,extension and late overstacking during the Namurian-Westphalian in the westem Montagne Noire(France). Tectonophysics, 222 : p, 33-53.

CASSARD D., GROS Y. (1989) - Etude stmcturale du gisement filonien de Noailhac -Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie et larépartition des minéralisations. Rapp. BRGM, 89 SGN 034 GEO, 58 p., inédit. Cî)



BONIJOLY D., CASTAING C. (1987) - Ouverture et évolution stmcturale de quelques bassinshouillers de directions orthogonales, dans le Massif Central français. Ann. Soc, Géoi Nord, CVI,p. 189-200.

BORREL A. (1978) - Le massif granitique du Sidobre. Pétrographie, stmcture, relations mise cnplace - cristallisation. Thèse 3'''"'^ cycle, Univ. Toulouse-III, 122 p.

BOUCHOT V., GROS Y., BONNEMAISON M. (1989) - Stmctural controls on the auriferousshear zones of the Saint-Yrieix District, Massif Central, France : evidence from the Le Boumeixand Laurièras gold deposits. Econ. Geol., 84, p. 1315-1327.

BOURGINE B., COURRIOUX G. (1993) - Modélisation géométrique et géologique dc la minede St-Salvy. Rapp. BRGM R 37170 ISA SGN 93, 28 p., inédit. ('G')

BREVART 0., DUPRE B., ALLEGRE C. J. (1982) - Metallogcnic provinces and the remobili-zation process studied by lead-isotopes : lead-zinc ore deposits from the southem Massif Central,France. Econ. Geoi, 77, p. 564-575.

BRUN J. P., PONS J. (1981 A) - Pattcms of interference between granite diapirism and regionaldeformation (abstract). In : Coward M. P., Diapirism and gravity tectonics : report of a TectonicStudies Group conference held at Leeds University, 25-26 March 1980. J. Struct. Geoi, 3, p. 93.

BRUN J. P., PONS J. (1981 B) - Strain patterns of pluton emplacement in a cmst undergoingnon-coaxial deformation. Sierra Morena, Southem Spain. J. Struct. Geoi, 3, p. 219-229.

CAREY E. (1976) - Analyse numérique d'un modèle mécanique élémentaire appliqué à l'émded'une population de failles : calcul d'un tenseur moyen des contraintes à partir des stries de

glissement. Thèse 3^"^^ cycle, Univ. Paris-Sud, Orsay, 138 p.

CAREY E. (1979) - Recherche des directions principales de contraintes associées au jeu d'unepopulation de failles. Rev. Géoi dyn. et Géog. phys.. Il, (1), p. 57-66.

CASSARD D., BOURGINE B., VIALLEFOND L., AVEC LA COLLABORATION DEBARATÓN A., BOULANGER P. ET BERTRAND B. (1991) - RP 01 bis Saint-Salvy (France)- Recherche de nouvelles réserves exploitables. Estimation et hiérarchisation de ciblespotentielles. Rapp. BRGM R 33952, 87 p., inédit. ('ïï')

CASSARD D., CARVALHO J. (1989) - Etude stmcturale dc la mine de Moirama (Au), Serra de

Pias - Portugal. Rôle des déformations dans la géométrie et la répartition des minéralisations.Rapp. BRGM R 30172 GEO SGN 89, 23 p., inédit.

CASSARD D., FEYBESSE J. L., LESCUYER J. L. (1993) - Variscan cmstal thickening,extension and late overstacking during the Namurian-Westphalian in the westem Montagne Noire(France). Tectonophysics, 222 : p, 33-53.

CASSARD D., GROS Y. (1989) - Etude stmcturale du gisement filonien de Noailhac -Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie et larépartition des minéralisations. Rapp. BRGM, 89 SGN 034 GEO, 58 p., inédit. Cî)



CASSARD D., GROS Y., CHABOD J. C. (1988) - Etude stmcturale du gisement filonien de

Noailhac - Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie etla répartition des minéralisations. In : Principaux résultats scientifiques et techniques du BRGM -1988, RS 2438, p. 107-108. (î)

CASSARD D., LESCUYER J. L. (1991) - Stmctural environment and tectonic controls of theSalsigne gold deposit (Southem Massif Central, France). In : M. Pagel & J. Leroy (eds). Source,Transport and Deposition of Metals. Proceedings of the 25 years SGA Anniversary Meeting,Nancy / 30 August - 3 September 1991, Balkema, Rotterdam, p. 431-433.

CASSARD D., URIEN P., avec la participation de CARVALHO J. (1990) - Etude stmcturale dela mine de Banjas (Au), Serra de Banjas (Portugal). Comparaison avec la mine de Moirama (Au),Serra dc Pias. Rapp. BRGM R 30996 GEO SGN 90, 66 p., inédit.

CASTAING C, CASSARD D., GROS Y., MOISY M., CHABOD J. C. (1993) - Role ofrheological heterogeneities in vein ore localization. Can. J. Earth Sci., 30, p. 1 13-123.

CASTAING C, DEBEGLIA N. (1992) - A new method for combining gravimetric andgeological data. Tectonophysics, 204, p. 151-162.

COMBES A., CASSARD D., COUTO R, DAMIAO J., FERRA2 P., URJEN P. (1992) -Caractérisation stmcturale des minéralisations aurifères de l'Arénigien dans la région de Valongo(Baixo Douro, Portugal). Chron. rech. min. Fr., n° 509, p. 3-15.

CORPEL J. (1993) - Etude magnétique de l'extension ouest dc la stmcture de Saint-Salvy (Tam).Rapp. BRGM R 37137 GPH-SGN-93, 20 p., inédit. (Q')

COSTA S. (1990) - De la collision continentale à l'extension tardi-orogénique : IOO millionsd'années d'histoire varisque dans le Massif central français. Une étude chronologique par laméthode '^Âr-^Âr. Thèse de Doctorat d'Université, Montpellier, 441 p.

DEMANGE M. (1975) - Style pennique de la zone axiale de la Montagne Noire entre Saint-Ponset Murat-sur-Vèbre (Massif Central). Buli BRGM, 2ème sér., sect. I, n° 2, p. 91-139.

DEMANGE M. (1982) - Etude géologique du massif de l'Agout - Montagne Noire, France.Thèse Doct. d'Etat, Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI, t. 2, 647 p.

FOGLIERINI F., BEZIAT P., CHABOD J. C, TOLLÓN F. (1980) - Le gisement filonien deNoailhac - Saint-Salvy (Tam) : Zn, (Ag, Ge, Pb, Cd). 26^""^ Congrès Géol. Int., Paris,Gisements français, fase. E6, 43 p.

FOUILLAC A. M., LESCUYER J. L. (1992) - Apport de la géochimie isotopique du soufre auproblème de l'origine des minéralisations aurifères de Salsigne (Aude, France). C R. Acad. Sci.,Paris, 315, série II, p. 829-836.

GAMOND J. F. (1983) - Displacement features associated with fault zones : a comparisonbetween observed examples and experimental models. J. Struct. Geoi, 5, p. 33-45.

GISTAU H., MILHAU A., BERANGIER Y. (1985) - Le traitement des minerais de zinc deSaint-Salvy. Industrie Minérale - Les Techniques, mai 1985, 67, p. 203-206.



CASSARD D., GROS Y., CHABOD J. C. (1988) - Etude stmcturale du gisement filonien de

Noailhac - Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie etla répartition des minéralisations. In : Principaux résultats scientifiques et techniques du BRGM -1988, RS 2438, p. 107-108. (î)

CASSARD D., LESCUYER J. L. (1991) - Stmctural environment and tectonic controls of theSalsigne gold deposit (Southem Massif Central, France). In : M. Pagel & J. Leroy (eds). Source,Transport and Deposition of Metals. Proceedings of the 25 years SGA Anniversary Meeting,Nancy / 30 August - 3 September 1991, Balkema, Rotterdam, p. 431-433.

CASSARD D., URIEN P., avec la participation de CARVALHO J. (1990) - Etude stmcturale dela mine de Banjas (Au), Serra de Banjas (Portugal). Comparaison avec la mine de Moirama (Au),Serra dc Pias. Rapp. BRGM R 30996 GEO SGN 90, 66 p., inédit.


CASTAING C, DEBEGLIA N. (1992) - A new method for combining gravimetric andgeological data. Tectonophysics, 204, p. 151-162.

COMBES A., CASSARD D., COUTO R, DAMIAO J., FERRA2 P., URJEN P. (1992) -Caractérisation stmcturale des minéralisations aurifères de l'Arénigien dans la région de Valongo(Baixo Douro, Portugal). Chron. rech. min. Fr., n° 509, p. 3-15.

CORPEL J. (1993) - Etude magnétique de l'extension ouest dc la stmcture de Saint-Salvy (Tam).Rapp. BRGM R 37137 GPH-SGN-93, 20 p., inédit. (Q')

COSTA S. (1990) - De la collision continentale à l'extension tardi-orogénique : IOO millionsd'années d'histoire varisque dans le Massif central français. Une étude chronologique par laméthode '^Âr-^Âr. Thèse de Doctorat d'Université, Montpellier, 441 p.

DEMANGE M. (1975) - Style pennique de la zone axiale de la Montagne Noire entre Saint-Ponset Murat-sur-Vèbre (Massif Central). Buli BRGM, 2ème sér., sect. I, n° 2, p. 91-139.

DEMANGE M. (1982) - Etude géologique du massif de l'Agout - Montagne Noire, France.Thèse Doct. d'Etat, Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI, t. 2, 647 p.

FOGLIERINI F., BEZIAT P., CHABOD J. C, TOLLÓN F. (1980) - Le gisement filonien deNoailhac - Saint-Salvy (Tam) : Zn, (Ag, Ge, Pb, Cd). 26^""^ Congrès Géol. Int., Paris,Gisements français, fase. E6, 43 p.

FOUILLAC A. M., LESCUYER J. L. (1992) - Apport de la géochimie isotopique du soufre auproblème de l'origine des minéralisations aurifères de Salsigne (Aude, France). C R. Acad. Sci.,Paris, 315, série II, p. 829-836.

GAMOND J. F. (1983) - Displacement features associated with fault zones : a comparisonbetween observed examples and experimental models. J. Struct. Geoi, 5, p. 33-45.

GISTAU H., MILHAU A., BERANGIER Y. (1985) - Le traitement des minerais de zinc deSaint-Salvy. Industrie Minérale - Les Techniques, mai 1985, 67, p. 203-206.



GRATIER J. P. (1984) - La déformation des roches par dissolution-cristallisation. Aspectsnaturels et expérimentaux de ce fluage avec transfert de matière dans la croûte supérieure. ThèseDoct. d'Etat, Univ. Scientifique et Médicale Grenoble, 315 p.

GREENWOOD D. (1981) - Fluorspar mining and ore-vein formation in the Northem Pennines.In : The Bonny Moor Hen (Journal of the Weardale Field Study Society), n° 2, p. 45-55.

GROS Y., GRANIER TH., BRETON J. P., MAURIN G., AVEC LA COLLABORATION DEHOTTIN A. M. ET PIANTONE P. (1989) - Contexte stmctural des minéralisations du Châtelct(Nord Massif central français). Cadre géologique et stmctural, chronologie relative et rôlesrespectifs des déformations dans la mise en place de la minéralisation. Rapp. BRGM, 89 SGN316 GEO, 47 p., inédit.

GUERANGE-LOZES J. (1987) - Les nappes varisques de l'Albigeois cristallin.Lithostratigraphie, volcanisme et déformations. Thèse Doct. d'Etat, Univ. Paul Sabatier,Toulouse. Document BRGM, Fr., n* 135, 259 p.

GUERANGE-LOZES J. (1989) - Etude du champ filonien sud-Sidobre. Région de Noailhac -Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM, 89 SGN 182 GEO, 37 p., inédit. Cû-)

GUERANGE-LOZES J., BURG J. P. (1990) - Les nappes varisques du sud-ouest du Massifcentral (cartes géologiques et stmcturales à 1/250000 Montpellier et Aurillac). Géologie de laFra«ce,n° 3-4, p. 71-106.

HALFON J., ROSIQUE A. (1973) - Comparaison des cléments "en traces" dans les blendes dufilon et les blendes du stratiforme de Saint-Salvy (81). Buli BRGM, (2), sect. II, n° 5, p.403-432.

HAMET J. (1975) - Etude systématique par la méthode ^^Rb/^^Sr des processus orogéniques.Exemple dc la Montagne Noire. Thèse Doct. d'Etat, Univ. Paris VII, 248 p.

HAMET J., ALLEGRE C. J. (1976) - Hercynian orogeny in the Montagne Noire (France) :

application of Rb^^-Sr^^systematics. Geoi Soc. Amer. Buli, 87, p. 1429-1442.

HIGGINS M. W. (1971) - Cataclastic rocks. U.S Geoi Survey Prof Paper, 687, 97 p.

HODGSON C. D. (1989) - The stmcture of shear-relatcd, vein-type gold deposits : a review. OreGeoi Rev., 4, p. 231-173.

HULIN C. D. (1929) - Stmctural control of ore deposition. Econ. Geoi, 24, p. 15-49.

ILDEFONSO E. (1990) - Gisement dc Saint-Salvy : analyse stmcturale géostatistique. Rapportde stage CFSG, Fontaincbleau-CG, Ecole Nationale Sup. des Mines de Paris, S-262, 68 p.

JEBRAK M. (1992) - Les textures intra-filonienncs, marqueurs des conditions hydrauliques ettectoniques. Chron. Rech. Min. Fr., n° 506, p. 25-35.

JOURNEL A. G. (1977) - Géostatistique minière. Centre de Géostatistique - Ecole NationaleSup. des Mines de Paris, Fontainebleau, 737 p.



GRATIER J. P. (1984) - La déformation des roches par dissolution-cristallisation. Aspectsnaturels et expérimentaux de ce fluage avec transfert de matière dans la croûte supérieure. ThèseDoct. d'Etat, Univ. Scientifique et Médicale Grenoble, 315 p.

GREENWOOD D. (1981) - Fluorspar mining and ore-vein formation in the Northem Pennines.In : The Bonny Moor Hen (Journal of the Weardale Field Study Society), n° 2, p. 45-55.

GROS Y., GRANIER TH., BRETON J. P., MAURIN G., AVEC LA COLLABORATION DEHOTTIN A. M. ET PIANTONE P. (1989) - Contexte stmctural des minéralisations du Châtelct(Nord Massif central français). Cadre géologique et stmctural, chronologie relative et rôlesrespectifs des déformations dans la mise en place de la minéralisation. Rapp. BRGM, 89 SGN316 GEO, 47 p., inédit.

GUERANGE-LOZES J. (1987) - Les nappes varisques de l'Albigeois cristallin.Lithostratigraphie, volcanisme et déformations. Thèse Doct. d'Etat, Univ. Paul Sabatier,Toulouse. Document BRGM, Fr., n* 135, 259 p.

GUERANGE-LOZES J. (1989) - Etude du champ filonien sud-Sidobre. Région de Noailhac -Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM, 89 SGN 182 GEO, 37 p., inédit. Cû-)

GUERANGE-LOZES J., BURG J. P. (1990) - Les nappes varisques du sud-ouest du Massifcentral (cartes géologiques et stmcturales à 1/250000 Montpellier et Aurillac). Géologie de laFra«ce,n° 3-4, p. 71-106.

HALFON J., ROSIQUE A. (1973) - Comparaison des cléments "en traces" dans les blendes dufilon et les blendes du stratiforme de Saint-Salvy (81). Buli BRGM, (2), sect. II, n° 5, p.403-432.

HAMET J. (1975) - Etude systématique par la méthode ^^Rb/^^Sr des processus orogéniques.Exemple dc la Montagne Noire. Thèse Doct. d'Etat, Univ. Paris VII, 248 p.

HAMET J., ALLEGRE C. J. (1976) - Hercynian orogeny in the Montagne Noire (France) :

application of Rb^^-Sr^^systematics. Geoi Soc. Amer. Buli, 87, p. 1429-1442.

HIGGINS M. W. (1971) - Cataclastic rocks. U.S Geoi Survey Prof Paper, 687, 97 p.

HODGSON C. D. (1989) - The stmcture of shear-relatcd, vein-type gold deposits : a review. OreGeoi Rev., 4, p. 231-173.

HULIN C. D. (1929) - Stmctural control of ore deposition. Econ. Geoi, 24, p. 15-49.

ILDEFONSO E. (1990) - Gisement dc Saint-Salvy : analyse stmcturale géostatistique. Rapportde stage CFSG, Fontaincbleau-CG, Ecole Nationale Sup. des Mines de Paris, S-262, 68 p.

JEBRAK M. (1992) - Les textures intra-filonienncs, marqueurs des conditions hydrauliques ettectoniques. Chron. Rech. Min. Fr., n° 506, p. 25-35.

JOURNEL A. G. (1977) - Géostatistique minière. Centre de Géostatistique - Ecole NationaleSup. des Mines de Paris, Fontainebleau, 737 p.



KIM Y. D. (1985) - Etude gîtologique et géochimique du gisement zincifêre de Saint-Salvy,Montagne-Noire, Massif Central français. Thèse 3^"^^ cycle, Univ. Toulouse-III, 1 17 p.

KINGMA J. T. (1958) - Possible origin of piercement stmctures, local unconformities, andsecondary basins in the eastem geosyncline. New Zealand. New Zealand Jour. Geology andGeophysics, 1, p. 269-274.

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CHABOD J. C, LAFORET C, MARCOUX E. (In Prep.- a) - Développement de minéralisation zincifêre bréchique sous contrôle d'un jeu décrochant à

composante extensive : le gisement de Saint-Salvy, Tam. Minerai Deposita. ('î)

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CASTAING C, CHABOD J. C. (In prep. - b). -Evolution générale et déformation pyrénéenne du chapeau de fer du filon de Saint-Salvy, Tam.C. R. Acad. Sci., Paris. CG-)

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CHABOD J. C, GELDRON A., MARCOUX E.,PILLARD F. (In prep. - c). - Remobilisations sjTitcctoniques pyrénéennes dans la stmcturefilonienne de Saint-Salvy, Tam. C. R. Acad. Sci., Paris. (î)

LAGARDE J. L., BRUN J. P., GAPAIS D. (1990) - Formation des plutons granitiques parinjection et expansion latérale dans leur site de mise en place : une alternative au diapirismc en

domaine épizonal. C.R. Acad. Sci., Paris, 310, série II, p. 1 109-1 1 14.

LEDRU P., BRUN J. P. (1977) - Utilisation des fronts ct des trajectoires dc schistosité dansl'étude des relations entre tectonique et intmsion granitique : exemple du granite de Flamanville(Manche). C. R. Acad. Sci., Paris, 285, série D, p. 1 199-1202.

LE GUEN M., LESCUYER J. L., MARCOUX E. (1992) - Lead-isotope evidence for aHercynian origin of the Salsigne gold deposit (Southem Massif Central, France). MineraiDeposita, 27, p. 129-136.

LESCUYER J. L., BOUCHOT, V., CASSARD D., FEYBESSE J. L., MARCOUX E., MOINEB., PL\NTONE P., TEGYEY M., TOLLÓN F. (1993) - Le gisement aurifère de Salsigne (Aude,France) : une concentration syntcctonique tardi-carbonifèrc dans les sédiments détritiques ctcarbonates du sud de la Montagne Noire. Chron. rech. min. Fr, sous-presse.

MARCOUX E. (1989) - Minéralogie des remplissages du gisement filonien à Zn (Ag, Ge) dcNoailhac - Saint-Salvy (Tam) et des stmctures proches. Rapp. BRGM 89 SGN 687 GEO, 35 p.,inédit. (ï)

MARCOUX E., CASSARD D., CHABOD J. C. (1993) - Source herc>'nienne du gisementfilonien Zn (Ge) de Saint-Salvy (Tam, France). C. R. Acad. Sci., Paris, 316, série II, p. 1091-1098. (-î)

MARCOUX E., MOELO Y. (1991) - Lead isotope geochemistry and paragcnctic study ofinheritance phenomena in metallogenesis: examples from base-metal sulfide deposits in France.Econ. Geol.,i6,p. 106-114.



KIM Y. D. (1985) - Etude gîtologique et géochimique du gisement zincifêre de Saint-Salvy,Montagne-Noire, Massif Central français. Thèse 3^"^^ cycle, Univ. Toulouse-III, 1 17 p.

KINGMA J. T. (1958) - Possible origin of piercement stmctures, local unconformities, andsecondary basins in the eastem geosyncline. New Zealand. New Zealand Jour. Geology andGeophysics, 1, p. 269-274.

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CHABOD J. C, LAFORET C, MARCOUX E. (In Prep.- a) - Développement de minéralisation zincifêre bréchique sous contrôle d'un jeu décrochant à

composante extensive : le gisement de Saint-Salvy, Tam. Minerai Deposita. ('î)

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CASTAING C, CHABOD J. C. (In prep. - b). -Evolution générale et déformation pyrénéenne du chapeau de fer du filon de Saint-Salvy, Tam.C. R. Acad. Sci., Paris. CG-)

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., CHABOD J. C, GELDRON A., MARCOUX E.,PILLARD F. (In prep. - c). - Remobilisations sjTitcctoniques pyrénéennes dans la stmcturefilonienne de Saint-Salvy, Tam. C. R. Acad. Sci., Paris. (î)

LAGARDE J. L., BRUN J. P., GAPAIS D. (1990) - Formation des plutons granitiques parinjection et expansion latérale dans leur site de mise en place : une alternative au diapirismc en

domaine épizonal. C.R. Acad. Sci., Paris, 310, série II, p. 1 109-1 1 14.

LEDRU P., BRUN J. P. (1977) - Utilisation des fronts ct des trajectoires dc schistosité dansl'étude des relations entre tectonique et intmsion granitique : exemple du granite de Flamanville(Manche). C. R. Acad. Sci., Paris, 285, série D, p. 1 199-1202.

LE GUEN M., LESCUYER J. L., MARCOUX E. (1992) - Lead-isotope evidence for aHercynian origin of the Salsigne gold deposit (Southem Massif Central, France). MineraiDeposita, 27, p. 129-136.

LESCUYER J. L., BOUCHOT, V., CASSARD D., FEYBESSE J. L., MARCOUX E., MOINEB., PL\NTONE P., TEGYEY M., TOLLÓN F. (1993) - Le gisement aurifère de Salsigne (Aude,France) : une concentration syntcctonique tardi-carbonifèrc dans les sédiments détritiques ctcarbonates du sud de la Montagne Noire. Chron. rech. min. Fr, sous-presse.

MARCOUX E. (1989) - Minéralogie des remplissages du gisement filonien à Zn (Ag, Ge) dcNoailhac - Saint-Salvy (Tam) et des stmctures proches. Rapp. BRGM 89 SGN 687 GEO, 35 p.,inédit. (ï)

MARCOUX E., CASSARD D., CHABOD J. C. (1993) - Source herc>'nienne du gisementfilonien Zn (Ge) de Saint-Salvy (Tam, France). C. R. Acad. Sci., Paris, 316, série II, p. 1091-1098. (-î)

MARCOUX E., MOELO Y. (1991) - Lead isotope geochemistry and paragcnctic study ofinheritance phenomena in metallogenesis: examples from base-metal sulfide deposits in France.Econ. Geol.,i6,p. 106-114.



MATHERON G. (1970) - La théorie des variables régionalisées et ses applications. Les cahiersdu Centre de Morphologie mathématique - fase. n° 5, Ecole Nationale Sup. des Mines de Paris,Fontainebleau, 212 p.

MATTAUER M. (1973) - Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre. Hermann Ed.,Paris, 493 p.

MICHARD A. G. (1990) - Synthèse Montagne-Noire. Rapp. BRGM, R 30358 DEX-DAM-90,235 p., inédit.

MICHARD-VITRAC A., ALBAREDE F., ALLEGRE C. J. (1981) - Lead isotopic compositionof Hercynian granitic K-feldspars constrains continental genesis. Nature, 291, p. 460-464.

MITCHAM T. W. (1974) - Origin of breccia pipes. Econ. Geoi, 69, p. 412-413.

MOISY M. (1993) - Evolution de la perméabilité et de la circulation des fluides hydrothermauxdans une zone de cisaillement fragile. Thèse Doctorat d'Université, Univ. J. Fourier - Grenoble I,213 p.

MOISY M., BOUCHEZ J. L., DARROZES J. (1992) - Déformation cmstale tardi-varisquc cnMontagne Noire : son enregistrement dans la fabrique magmatique du pluton du Sidobre. 14^"^^Réunion des Sciences de la Terre, Toulouse, 1992 - Soc. Géol. Fr. édit., Paris, p. 108.

MOISY M., CASTAING C, GAMOND J. F., CASSARD D., GRATIER J. P., GROS Y.,CHABOD J. C. - The role of heterogeneities induced by deformation in the localization of voidsand mineralized zones in a shear zone. J. Struct. Geoi, soumis.

MUNOZ M., KIM Y. D., VERRAES G., TOLLÓN F. (1988) - Hydrothcnnal alterationparagenèses associated with the zinc vein deposit of Noailhac-St Salvy (Tam, France), conditionsof mineralization deposition. Proceedings of 7th lAGOD Symposium, p. 171-178.

NICOLAS A. (1984) - Principes de tectonique. Masson Ed., Paris, 196 p.

NOYER M. L. (1981) - Reconstitution d'un tenseur moyen des contraintes à partir del'observation de plans de faille striés. Le programme CAREYLU. Rapp. BRGM,81 SGN 645 EAU, 56 p., inédit.

ODIN G. S., ODIN C. (1990) - Echelle numérique des temps géologiques. Mise à jour 1990.Géochronique, n° 35, p. 12-21.

PIERROT R., PICOT P., FORTUNE J. P., TOLLÓN F. (1976) - Inventaire minéralogique de laFrance n° 6 - Tam. BRGM éditeur, 147 p.

POULSEN K. H., ROBERT, F. (1989) - Shear zones and gold : practical examples from thesouthem Canadian Shield. In : J. T. Bursnall (ed.). Mineralization and Shear Zones. Geoi Ass.Canada, Short Course Notes, 6, May 12-14, 1989, Montréal, Québec, p. 239-266.

RUTTER E. H., MADDOCK R. H., HALL S. H., WHITE S. H. (1986) - Comparative micro-stmctures of natural and experimentally produced clay-bearing fault gouges. In : Chi-yuen Wang(ed.), Intcmal Stmcture of Fault Zones. Pure Appl. Geophys., 124, p. 3-30.



MATHERON G. (1970) - La théorie des variables régionalisées et ses applications. Les cahiersdu Centre de Morphologie mathématique - fase. n° 5, Ecole Nationale Sup. des Mines de Paris,Fontainebleau, 212 p.

MATTAUER M. (1973) - Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre. Hermann Ed.,Paris, 493 p.

MICHARD A. G. (1990) - Synthèse Montagne-Noire. Rapp. BRGM, R 30358 DEX-DAM-90,235 p., inédit.

MICHARD-VITRAC A., ALBAREDE F., ALLEGRE C. J. (1981) - Lead isotopic compositionof Hercynian granitic K-feldspars constrains continental genesis. Nature, 291, p. 460-464.

MITCHAM T. W. (1974) - Origin of breccia pipes. Econ. Geoi, 69, p. 412-413.

MOISY M. (1993) - Evolution de la perméabilité et de la circulation des fluides hydrothermauxdans une zone de cisaillement fragile. Thèse Doctorat d'Université, Univ. J. Fourier - Grenoble I,213 p.

MOISY M., BOUCHEZ J. L., DARROZES J. (1992) - Déformation cmstale tardi-varisquc cnMontagne Noire : son enregistrement dans la fabrique magmatique du pluton du Sidobre. 14^"^^Réunion des Sciences de la Terre, Toulouse, 1992 - Soc. Géol. Fr. édit., Paris, p. 108.

MOISY M., CASTAING C, GAMOND J. F., CASSARD D., GRATIER J. P., GROS Y.,CHABOD J. C. - The role of heterogeneities induced by deformation in the localization of voidsand mineralized zones in a shear zone. J. Struct. Geoi, soumis.

MUNOZ M., KIM Y. D., VERRAES G., TOLLÓN F. (1988) - Hydrothcnnal alterationparagenèses associated with the zinc vein deposit of Noailhac-St Salvy (Tam, France), conditionsof mineralization deposition. Proceedings of 7th lAGOD Symposium, p. 171-178.

NICOLAS A. (1984) - Principes de tectonique. Masson Ed., Paris, 196 p.

NOYER M. L. (1981) - Reconstitution d'un tenseur moyen des contraintes à partir del'observation de plans de faille striés. Le programme CAREYLU. Rapp. BRGM,81 SGN 645 EAU, 56 p., inédit.

ODIN G. S., ODIN C. (1990) - Echelle numérique des temps géologiques. Mise à jour 1990.Géochronique, n° 35, p. 12-21.

PIERROT R., PICOT P., FORTUNE J. P., TOLLÓN F. (1976) - Inventaire minéralogique de laFrance n° 6 - Tam. BRGM éditeur, 147 p.

POULSEN K. H., ROBERT, F. (1989) - Shear zones and gold : practical examples from thesouthem Canadian Shield. In : J. T. Bursnall (ed.). Mineralization and Shear Zones. Geoi Ass.Canada, Short Course Notes, 6, May 12-14, 1989, Montréal, Québec, p. 239-266.

RUTTER E. H., MADDOCK R. H., HALL S. H., WHITE S. H. (1986) - Comparative micro-stmctures of natural and experimentally produced clay-bearing fault gouges. In : Chi-yuen Wang(ed.), Intcmal Stmcture of Fault Zones. Pure Appl. Geophys., 124, p. 3-30.



SEGALL P., POLLARD D. D. (1983). -Nucléation and growth of strike slip faults in granite. JGeophys. Res., 88, p. 555-568.

SIBSON R. H. (1977) - Fault rocks and fault mechanisms. J. geoi Soc. Land., 133, pp.191-213.

SIBSON R. H. (1986) - Brecciation processes in fault zones : inferences from earthquakerupturing. In : Chi-yuen Wang (ed.). Internal Structure of Fault Zones. Pure Appi Geophys.,124, p. 159-175.

SIBSON R. H. (1990). - Faulting and fluid flow. In : B. E. Nesbitt (ed.). Fluids in tectonicallyactive regimes of the continental cmst. Minerai Ass. Canada. Short course handbook, 18, May1990, Vancouver B.C., p. 93-132.

SPURR J. E. (1925) - The Camp Bird compound veindike. Econ. Geoi, 20, p. 1 15-152.

STEIGER R. H., JÀGER E. (1977) - Subcommission on geochronology : convention on the useof decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett., 36, p. 359-362.

SWANSON M. T. (1990) - Extensionnal duplexing in the York Cliffs strike-slip fault system,southem coastal Maine. J. Struct. Geoi, 12, p. 499-512.

TCHALENKO J. S. (1970). - Similarities between shear zones of different magnitudes. GeoiSoc. Am. Buli, 81, p. 1625-1640.

VIALETTE Y. (1962) - Contribution à l'étude géochronologique par la méthode au strontium des

principaux massifs de granites et de migmatites du Massif central français. Thèse Doctoratd'Etat, Univ. Clermont, 88 p.

VIALETTE Y. (1973) - Age des granites du Massif Central. Buli Soc. géoi France, (7), 15, n°3-4, p. 260-270.

VU L., DARLING R., BELAND J., POPOV V. (1987) - Stmcture of the Ferderber gold deposit,Belmoral Mines Ltd, Val d'Or, Québec. Buli Canadian Inst. Min. Metali, 80, p. 68-77.

(u") : Etude réalisée dans le cadre de la RPI Saint-Salvy.



SEGALL P., POLLARD D. D. (1983). -Nucléation and growth of strike slip faults in granite. JGeophys. Res., 88, p. 555-568.

SIBSON R. H. (1977) - Fault rocks and fault mechanisms. J. geoi Soc. Land., 133, pp.191-213.

SIBSON R. H. (1986) - Brecciation processes in fault zones : inferences from earthquakerupturing. In : Chi-yuen Wang (ed.). Internal Structure of Fault Zones. Pure Appi Geophys.,124, p. 159-175.

SIBSON R. H. (1990). - Faulting and fluid flow. In : B. E. Nesbitt (ed.). Fluids in tectonicallyactive regimes of the continental cmst. Minerai Ass. Canada. Short course handbook, 18, May1990, Vancouver B.C., p. 93-132.

SPURR J. E. (1925) - The Camp Bird compound veindike. Econ. Geoi, 20, p. 1 15-152.

STEIGER R. H., JÀGER E. (1977) - Subcommission on geochronology : convention on the useof decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett., 36, p. 359-362.

SWANSON M. T. (1990) - Extensionnal duplexing in the York Cliffs strike-slip fault system,southem coastal Maine. J. Struct. Geoi, 12, p. 499-512.

TCHALENKO J. S. (1970). - Similarities between shear zones of different magnitudes. GeoiSoc. Am. Buli, 81, p. 1625-1640.

VIALETTE Y. (1962) - Contribution à l'étude géochronologique par la méthode au strontium des

principaux massifs de granites et de migmatites du Massif central français. Thèse Doctoratd'Etat, Univ. Clermont, 88 p.

VIALETTE Y. (1973) - Age des granites du Massif Central. Buli Soc. géoi France, (7), 15, n°3-4, p. 260-270.

VU L., DARLING R., BELAND J., POPOV V. (1987) - Stmcture of the Ferderber gold deposit,Belmoral Mines Ltd, Val d'Or, Québec. Buli Canadian Inst. Min. Metali, 80, p. 68-77.

(u") : Etude réalisée dans le cadre de la RPI Saint-Salvy.



ANNEXE

LISTE DES TRAVAUX REALISESDANS LE CADRE DE LA RPI 01

BOURGINE B., COURRIOUX G. (1993) - Modélisation géométrique et géologique de la minede St-Salvy. Rapp. BRGM R 37170 ISA SGN 93, 28 p., inédit.

CASSARD D., BOURGINE B., VIALLEFOND L., AVEC LA COLLABORATION DEBARATÓN A., BOULANGER P. ET BERTRAND B. (1991) - RP Olbis Saint-Salvy (France) -Recherche dc nouvelles réserves exploitables. Estimation et hiérarchisation de cibles potentielles.Rapp. BRGM R 33952, 87 p., inédit.

CASSARD D., GROS Y. (1989) - Etude stmcturale du gisement filonien de Noailhac -Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie et larépartition des minéralisations. Rapp. BRGM, 89 SGN 034 GEO, 58 p., inédit.

CHABOD J. C. (1993) - Synthèse des travaux réalisés sur l'extension ouest de la stmcture deSaint-Salvy (Tam) - plan de situation des travaux, logs et coupes de sondages et coupelongitudinale du filon. Rapp. inteme METALEUROP SA, inédit.

CHARBONNEYRE P., MILLÓN R. (1988) - Test EM-VLF-résistivité sur la stmcture de Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM 88 GPH 058, 5 p., inédit.

CHARBONNEYRE P., MILLÓN R. (1989) - Levé EM-VLF-résistivitc à Malacan - Saint-Salvy(Tam). Rapp. BRGM 89 GPH 003, 5 p., inédit.

CORPEL J. (1993) - Etude magnétique de l'extension ouest de la stmcture de Saint-Salvy (Tam).Rapp. BRGM R 37137 GPH-SGN-93, 20 p., inédit.

ESCANDE B. (1989) - R.P.I. 001 Saint-Salvy. Dosages des éléments traces à l'aide de lamicrosonde électronique dans les carbonates contenus dans les structures filoniennes.Etablissement dc standards, comparaison aux stmctures voisines de Bmgayroux, Filon Annexe,Les Huttes. Note Technique MINEMET RECHERCHE 48.89.482.BE/ca, 24 p., inédite.

ESCANDE B. (1990) - R.P.I. 001 Saint-Salvy. Dosages des éléments traces à l'aide dc lamicrosonde électronique dans les sidérites I contenues dans les sondages S51- 55-56-82-84 ct85.Note Technique MINEMET RECHERCHE 48.90. 120.BE^1, 13 p., inédite.

GUERANGE-LOZES J. (1989) - Etude du champ filonien sud-Sidobre. Région de Noailhac -Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM, 89 SGN 182 GEO, 37 p., inédit.



ANNEXE

LISTE DES TRAVAUX REALISESDANS LE CADRE DE LA RPI 01

BOURGINE B., COURRIOUX G. (1993) - Modélisation géométrique et géologique de la minede St-Salvy. Rapp. BRGM R 37170 ISA SGN 93, 28 p., inédit.

CASSARD D., BOURGINE B., VIALLEFOND L., AVEC LA COLLABORATION DEBARATÓN A., BOULANGER P. ET BERTRAND B. (1991) - RP Olbis Saint-Salvy (France) -Recherche dc nouvelles réserves exploitables. Estimation et hiérarchisation de cibles potentielles.Rapp. BRGM R 33952, 87 p., inédit.

CASSARD D., GROS Y. (1989) - Etude stmcturale du gisement filonien de Noailhac -Saint-Salvy (Tam) : Zn (Ag, Ge, Pb, Cd). Rôle des déformations dans la géométrie et larépartition des minéralisations. Rapp. BRGM, 89 SGN 034 GEO, 58 p., inédit.

CHABOD J. C. (1993) - Synthèse des travaux réalisés sur l'extension ouest de la stmcture deSaint-Salvy (Tam) - plan de situation des travaux, logs et coupes de sondages et coupelongitudinale du filon. Rapp. inteme METALEUROP SA, inédit.

CHARBONNEYRE P., MILLÓN R. (1988) - Test EM-VLF-résistivité sur la stmcture de Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM 88 GPH 058, 5 p., inédit.

CHARBONNEYRE P., MILLÓN R. (1989) - Levé EM-VLF-résistivitc à Malacan - Saint-Salvy(Tam). Rapp. BRGM 89 GPH 003, 5 p., inédit.

CORPEL J. (1993) - Etude magnétique de l'extension ouest de la stmcture de Saint-Salvy (Tam).Rapp. BRGM R 37137 GPH-SGN-93, 20 p., inédit.

ESCANDE B. (1989) - R.P.I. 001 Saint-Salvy. Dosages des éléments traces à l'aide de lamicrosonde électronique dans les carbonates contenus dans les structures filoniennes.Etablissement dc standards, comparaison aux stmctures voisines de Bmgayroux, Filon Annexe,Les Huttes. Note Technique MINEMET RECHERCHE 48.89.482.BE/ca, 24 p., inédite.

ESCANDE B. (1990) - R.P.I. 001 Saint-Salvy. Dosages des éléments traces à l'aide dc lamicrosonde électronique dans les sidérites I contenues dans les sondages S51- 55-56-82-84 ct85.Note Technique MINEMET RECHERCHE 48.90. 120.BE^1, 13 p., inédite.

GUERANGE-LOZES J. (1989) - Etude du champ filonien sud-Sidobre. Région de Noailhac -Saint-Salvy (Tam). Rapp. BRGM, 89 SGN 182 GEO, 37 p., inédit.



KOSAKEVITCH A., avec la participation de LAFORET C. (1992). - Etude texturale des

chapeaux de fer de Saint-Salvy. Compte-rendu d'étude 92/SGN/GEO/GS.MA/032/ak/cm, 18 p.,inédit.

KOSAKEVITCH A. (1992) - Complément à l'étude texturale des chapeaux dc fer de Saint-Salvy(Tam) : commentaires des analyses chimiques des échantillons. Compte-rendu d'étude92/SGN/GEO/GS.MA/032bis/ak/cm, 9 p., inédit.

KOSAKEVITCH A. (1992) - Etude chimique des échantillons du sondage S.62. Extension Ouestde Saint-Salvy - R.P.I. 1 ter. Note Technique BRGM GEO/SMA/NT/92/052/ak/cm, 9 p., inédite.

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., LAFORET C, PILLARD F. (1993) - Paragenèse à

sphalerite néoformée de sub-surface, syn-tectonique pyrénéenne, dans le gisement de Saint-Salvy(Tam). Rapp. BRGM R 37624 GEO SGN 93, sous-presse, inédit.

MARCOUX E. (1989) - Minéralogie des remplissages du gisement filonien à Zn (Ag, Ge) dcNoailhac - Saint-Salvy (Tam) et des stmctures proches. Rapp. BRGM 89 SGN 687 GEO, 35 p.,inédit.

MARCOUX E. (1992) - Analyses ICP/MS des sphalerites de St-Salvy - Conséquencesmétallogéniques. Note Technique BRGM GEO/SMA/NT/92/059/em/cm, 18 p., inédite.

MARCOUX E., CASSARD D., CHABOD J. C. (1993) - Source hercynienne du gisementfilonien Zn (Ge) de Saint-Salvy (Tam, France). C. R. Acad. Sci., Paris, 316, série II, pp. 1091-1098.

VIALLEFOND L. (1993) - Prélèvement géochimique sous couverture tertiaire. Extension Ouestdc Saint-Salvy - RPI 01. Note Technique BRGM DMM/DEX/T2M/LV/SM/93/026, 10 p.,inédite.

En collaboration avec le projet scientifique CB 14 (Fracturation) :




KOSAKEVITCH A., avec la participation de LAFORET C. (1992). - Etude texturale des

chapeaux de fer de Saint-Salvy. Compte-rendu d'étude 92/SGN/GEO/GS.MA/032/ak/cm, 18 p.,inédit.

KOSAKEVITCH A. (1992) - Complément à l'étude texturale des chapeaux dc fer de Saint-Salvy(Tam) : commentaires des analyses chimiques des échantillons. Compte-rendu d'étude92/SGN/GEO/GS.MA/032bis/ak/cm, 9 p., inédit.

KOSAKEVITCH A. (1992) - Etude chimique des échantillons du sondage S.62. Extension Ouestde Saint-Salvy - R.P.I. 1 ter. Note Technique BRGM GEO/SMA/NT/92/052/ak/cm, 9 p., inédite.

KOSAKEVITCH A., CASSARD D., LAFORET C, PILLARD F. (1993) - Paragenèse à

sphalerite néoformée de sub-surface, syn-tectonique pyrénéenne, dans le gisement de Saint-Salvy(Tam). Rapp. BRGM R 37624 GEO SGN 93, sous-presse, inédit.

MARCOUX E. (1989) - Minéralogie des remplissages du gisement filonien à Zn (Ag, Ge) dcNoailhac - Saint-Salvy (Tam) et des stmctures proches. Rapp. BRGM 89 SGN 687 GEO, 35 p.,inédit.

MARCOUX E. (1992) - Analyses ICP/MS des sphalerites de St-Salvy - Conséquencesmétallogéniques. Note Technique BRGM GEO/SMA/NT/92/059/em/cm, 18 p., inédite.

MARCOUX E., CASSARD D., CHABOD J. C. (1993) - Source hercynienne du gisementfilonien Zn (Ge) de Saint-Salvy (Tam, France). C. R. Acad. Sci., Paris, 316, série II, pp. 1091-1098.

VIALLEFOND L. (1993) - Prélèvement géochimique sous couverture tertiaire. Extension Ouestdc Saint-Salvy - RPI 01. Note Technique BRGM DMM/DEX/T2M/LV/SM/93/026, 10 p.,inédite.

En collaboration avec le projet scientifique CB 14 (Fracturation) :



v>x>^^^ - infoterreinfoterre.brgm.fr/rapports/rr-37628-fr.pdf · peñarroya inédit de 1981,...

Documents