3 Etudes géophysiques des massifs granitiques G3 et du massif de Beariz 3.1 But et Méthodes

Une étude gravimétrique a été réalisée sur l’ensemble des massifs G3 et le massif de Beariz ainsi qu’une étude succincte d’anisotropie de suceptibilité magnétique (ASM) sur les massifs de Boborás et Beariz, hôtes respectifs des minéralisations aurifères et étain-tungstène spécifiquement étudiées. L’étude gravimétrique a été réalisée en collaboration avec Jean- Louis Vigneresse (Université de Nancy I) et le traitement des données a fait l’objet d’un stage de Maîtrise et d’un rapport (Petitjean, 2004). L’étude d’ASM a été réalisée à l’ISTO en collaboration avec Yan Chen.

Le but de l’étude gravimétrique est de déterminer i) la forme en profondeur des granites étudiés (forme à fond plat à nombreuses racines vs forme à fond « en coin », e.g. Améglio, 1998; Vigneresse, 1990, 1995) ; ii) le nombre, la position et la géométrie des

racines des différents massifs afin d’apporter des éléments supplémentaires à la compréhension de leur processus de mise en place.

L’étude ASM est restée très préliminaire et très succincte. Elle a été réalisée avec pour objectif i) d’obtenir une géométrie très globale de la fabrique de chaque massif étudié ; ii) de déterminer l’existence ou non d’une fabrique dans les massifs de type G3 où elle reste difficile à reconnaître macroscopiquement ; iii) d’obtenir une image cartographique faible résolution de la fabrique des deux massifs et de la corréler avec les observations structurales et les données gravimétriques.

Seuls les principes généraux de chaque méthode seront présentés ici de manière très synthétique. Le lecteur est renvoyé à Améglio (1998); Améglio et al. (1997); Dubois & Diamant (1997); Vigneresse (1990) pour une description détaillée et une bibliographie exhaustive de la méthode gravimétrique appliquée aux granites et à Bouchez (1997, 2000); Tarling & Hrouda (1993) pour ces mêmes informations sur la méthode ASM appliquée aux granites.

III-3.1.1

Gravimétrie

Cette méthode est basée sur un ensemble de mesures de l’accélération de la pesanteur sur une zone déterminée. La dimension de la maille de mesure dépend de la précision que l’on souhaite obtenir. L’accélération de la pesanteur mesurée en de nombreux points par un gravimètre intègre les hétérogénéités de densité dues à la présence de roches différentes (e.g. granite vs micaschiste). Ces mesures, en chaque point, peuvent être comparées à une valeur de pesanteur théorique calculée, tout en soustrayant les effets d’altitude et de relief. La différence, en chaque point, entre la valeur mesurée corrigée et la valeur calculée est appelée anomalie de Bouguer complète (exprimé en mgal, avec 1 gal = 1 cm.s-2) et reflète les hétérogénéités de densité du sous-sol. Cette anomalie correspond à la répartition des masses sur une grande échelle de profondeur. Dans l’étude gravimétrique appliquée aux granites, on ne cherche à déterminer la répartition des masses, uniquement sur les premiers kilomètres de profondeur. Il est donc nécessaire de déterminer et de soustraire une composante de grande longueur d’onde correspondant aux hétérogénéités profondes d’échelle régionale. L’anomalie restante est alors appelée anomalie de Bouguer résiduelle. Du fait du bon contraste de densité qui existe entre les granites (dmoy. = 2,60) et les encaissant métamorphiques (dmoy. = 2,69), les granites s’individualisent correctement sur les cartes gravimétriques sous la forme d’anomalies négatives (déficit de masse). Les modélisations gravimétriques effectuées sur les granites permettent de déterminer leur épaisseur, la géométrie du plancher et des bordures des

massifs granitiques en profondeur et ainsi de localiser les zones de racines, correspondant généralement aux zones les plus profondes.

Paramètres du levé et traitement des données

Le levé gravimétrique a été réalisé en novembre et décembre 2003. Un ensemble de 472 mesures ont été acquises à l’aide d’un gravimètre Lacoste & Romberg modèle G 847. La précision de l’appareil, une fois ses constantes intégrées, est de ± 0,05 mgal. Les coordonnées des points de mesures ont été déterminées à l’aide d’un GPS et des cartes IGN Espagnoles au 1 : 25000ème édition 2002 (l’incertitude en latitude et longitude est inférieure à 25 m). L’altitude de chaque point a été déterminée à l’aide d’un altimètre-baromètre de précision (incertitude de mesure de ± 50 cm). Ces altitudes ont été corrigées des dérives de pression par passage toutes les 1h à 1h30 aux bases de références situées sur des points côtés. La cohérence des corrections d’altitude a été validée à chaque fois à partir des courbes de niveaux des cartes géographiques (équidistance des courbes de niveaux = 10 m). Les mesures ont été réalisées sous forme de boucles passant et repassant par une base locale pour pouvoir corriger les dérives des appareils de mesures. Nos données ont été rattachées au réseau gravimétrique national par des mesures sur la station gravimétrique de référence de Vigo n°10592121.

L’ensemble des corrections usuelles a été appliqué et les différentes cartes d’anomalies ont été réalisées avec le logiciel Surfer par interpolation des points calculés avec la méthode du krigeage (voir Petitjean, 2004). Chaque massif a été ensuite traité individuellement pour l’obtention de l’anomalie de Bouguer résiduelle (retrait de la régionale) puis une inversion gravimétrique de l’anomalie résiduelle a été réalisée et les données replacées sous Surfer afin d’obtenir la forme en profondeur des massifs sous la forme de carte. L’inversion gravimétrique a été réalisée par V. Petitjean et J.L. Vigneresse. Il s’agit d’une modélisation dans laquelle la forme du corps responsable de l’anomalie est approchée par un ensemble de prismes verticaux de densité constante, centrés aux nœuds de grille. L’épaisseur initiale de chaque prisme est proportionnelle à la valeur du champ de pesanteur en chaque point. L’anomalie gravimétrique provoquée par tous les prismes est recalculée et comparée aux mesures. Les écarts servent à modifier la profondeur des prismes de façon itérative jusqu’à obtention d’un écart satisfaisant entre le champ provoqué par le modèle et

celui observé. L’incertitude sur les profondeurs et les formes des massifs calculées par cette méthode de modélisation est de 15 à 20 %.