Comparaison avec le champ de déformation manuel

La carte des trajectoires de schistosités interpolées (Fig. 4-16b) est cohérente avec le champ de déformation produit manuellement à partir du même jeu de données par Cochelin et al. (en révision) (Fig. 4-16a). Ces deux champs de déformation montrent la même symétrie des trajectoires dans toute la Superstructure. Tous deux montrent également un parallélisme entre trajectoires de schistosité et zones de fort gradient de déformation, confirmant que ces structures résultent d’une même phase de déformation. Cependant, la force de l’interpolation réside dans son aspect quantitatif, permettant de faire apparaitre des gradients de déformation larges et non détectable à l’échelle de toute la zone d’étude. Il serait en effet impossible de percevoir « manuellement » les intensités de déformation et leurs variations à l’échelle régionale en dehors des zones mylonitiques majeures sans disposer d’un très grand jeu de mesures in-situ (fabriques, quantification à partir de marqueurs déformés) dans chaque zone. Le champ de déformation interpolé resitue assez fidèlement les variations d’intensités de déformation relevées de manière semi-quantitatives sur le terrain (Fig. 4-16b). Les zones à forts gradients interpolés correspondent bien aux zones de cisaillement cartographiées (en rouge) et regroupées en 6 bandes majeures (Fig. 4-13a). Les zones de cisaillement situées à l’extrémité Est des Pyrénées n’ont pas pu être mises en évidence via les interpolations, probablement en raison d’interférences liées au bord de la zone d’étude, la présence du pluton de la Jonquera et du dôme des Albères. De même, les zones de faible déformation suggérées par l’interpolation coïncident plutôt bien avec les relevés semi-quantitatifs de terrain tel qu’illustré à l’extrême ouest de la Zone Axiale et dans toute sa moitié sud (Sud du dôme du Canigou par exemple). Cependant, l’interpolation des trajectoires ne permet qu’une analyse en deux dimensions du champ de déformation. Ainsi, l’apparente symétrie des trajectoires typique d’une déformation en cisaillement pur ne reflète ici que sa composante horizontale. En effet, l’aspect cartographique ne doit pas faire oublier le caractère anastomosé en profondeur du champ de déformation et donc son côté tridimensionnel.

Figure 4-16: Comparaison entre les cartes de trajectoires obtenues manuellement (a) et par interpolation des données directionnelles de la Zone Axiale (b). Sur la carte b) ont été ajoutées les intensités de déformation semi-quantitatives observées sur le terrain (voir Partie 2), à titre comparatif (voir détails dans le texte).

4- Analyse quantitative du champ de déformation de la Zone Axiale

La composante décrochante dextre de la déformation principalement mise en évidence par l’étude structurale des plutons et de leur encaissant (Gleizes et al., 1997, 1998a, 2001) ainsi que celles des zones de cisaillement affectant les dômes métamorphiques (Soliva, 1992; Denèle

et al., 2008; Mezger et al., 2012; Van den Eeckhout et Bresser, 2014) est également détectable

sur la carte de trajectoires interpolées (Fig. 4-16b). A l’échelle de la Zone Axiale, cette composante de cisaillement simple est visible sous forme de zones de cisaillement orientées entre N120 et N140° autour du pluton de Néouvielle ou à l’Est du Canigou (Fig. 4-12a & b). Le reste de la Zone Axiale révèle surtout l’aspect colinéaire, symétrique et longitudinal des trajectoires, assimilable à une déformation en cisaillement pur. La localisation des zones de cisaillement obliques dextres presque exclusivement en bordure de dôme ou de pluton est également illustrée par les traces axiales des plis droits régionaux (Ps) (Fig. 4-17) et pouvant être considérés comme marqueurs de la déformation comme le sont les plans de schistosité. Tout comme les trajectoires de schistosité, celles des traces axiales de plis sont essentiellement longitudinales, montrant des gradients de déformation symétriques marqués par le resserrement des trajectoires (Fig. 4-17). Autour des plutons et des dômes, les traces axiales sont sigmoïdales, en accord avec un cisaillement dextre le long de zones de cisaillement obliques. En système transpressif, il est assez fréquent que la déformation soit partitionnée à l’intérieur ou entre des zones de cisaillement dont la cinématique varie entre le pôle décrochant à fabriques verticales et purement chevauchant à fabriques aux pendages autour des 60° (Holdsworth et Strachan, 1991; Holdsworth et al., 2002). A partir des données de terrain, Cochelin et al., (en révision) montrent que le partitionnement de la déformation dans la Zone Axiale se caractérise par i) de larges zones de déformation homogène séparées par des couloirs de forte déformation en réseau anastomosé et ii) le passage de zones purement chevauchantes avec des trajectoires longitudinales à des zones transpressives dextres avec des trajectoires obliques.

Ici, le champ de déformation interpolé conduit à des conclusions similaires puisque les zones à déformation en cisaillement pur ont des trajectoires longitudinales tandis que celles affectées par du cisaillement simple dextre présentent des trajectoires orientées N120-140°. L’interpolation des valeurs de pendage des schistosités dans la Zone Axiale (Fig. 4-15) montre cependant que les zones transpressives ne sont pas caractérisées par des domaines à pendage verticaux comme présenté en théorie par (Holdsworth et Strachan, 1991; Holdsworth et al., 2002) puisque le passage de schistosités verticales à schistosités moins pentées évolue de manière progressive du Nord au Sud indépendamment de l’orientation des trajectoires (Figs. 4-13b & 4-15).

4- Analyse quantitative du champ de déformation de la Zone Axiale

Figure 4-17: Carte interprétée des traces axiales des plis Ps dont la schistosité (Ss) est plan axial. Les zones de resserrement des traces axiales ont été colorées en fonction de la cinématique apparente de ces zones, déduite de leur symétrie/asymétrie relative. Interprétation réalisée à partir de la base de données des traces axiales de plis (carte des traces axiales brutes, voir Annexe 2-1).

4- Analyse quantitative du champ de déformation de la Zone Axiale

L’interpolation des données de la Superstructure seule atteste d’une déformation homogène à l’échelle de la Zone Axiale (Fig. 4-10a), alors que le champ de déformation tenant compte des plutons et des dômes suggère le contraire (Fig. 4-13). Cette différence illustre le rôle crucial qu’ont les interférences infrastructure-suprastructure et granite-superstructure dans l’aspect hétérogène du champ de déformation. La formation du réseau anastomosé de zones de cisaillement caractéristique de la Zone Axiale semble ainsi contrôlée par la présence préalable des zones d’interférence. Les dômes et les plutons ne sont donc pas tardifs par rapport à la transpression à l’origine du champ de déformation observé, contrairement à ce qui avait été proposé par Van den

Eeckhout (1986), Van den Eeckhout et Zwart (1988) ou Garcia-Sansegundo et Poblet (1999).