2.2.2 Les granites G2, série des leucogranites et granites à deux micas

Les massifs granitiques G2 du secteur étudié se présentent sous la forme de batholites allongés Nord-Sud et de petites coupoles isolées dans les séries para dérivées. Ainsi, on rencontre les deux très grands batholites G2, de Carballiño (à l’Est) et de La Estrada-Cerdedo (à l’Ouest) alors que les petites coupoles isolées se localisent le long de l’antiforme de Candan (Figure III-2, e.g. le massif de Beariz). Ces granites sont constitués de différents faciès depuis des granites à deux micas jusqu’à des leucogranites à muscovite. Le passage entre les différents faciès est progressif (Barrera Morate et al., 1989).

Les grands batholites : le massif de Carballiño et le massif de La Estrada-Cerdedo

A très grande échelle, ces massifs se présentent sous forme de batholites allongés Nord-Sud (Figure III-1), leurs contacts présentent des directions et des géométries très variables (Figure III-2). En effet, le contact Est du massif de La Estrada-Cerdedo est un très rectiligne N165. Le contact Ouest du massif de Carballiño est par contre très variable en direction et en géométrie (inclusions de septas Nord-Sud de micaschistes), depuis N0 au niveau du massif G3 de Boborás jusqu’à N40 au niveau du massif G3 d’Irixo. A l’échelle de l’affleurement, les parties internes des massifs paraissent faiblement déformées et orientées. L’absence ou la rare présence de faciès porphyriques à feldspaths potassiques centimétriques ne facilite pas la détermination d’une orientation préférentielle. Cependant les observations microscopiques permettent de distinguer une fabrique préférentielle caractérisée par un alignement préférentiel horizontal Nord-Sud des biotites, muscovites et des feldspaths. Par ailleurs le granite est affecté par une faible déformation de haute température qui se marque par des fractures verticales dans les feldspaths horizontaux Nord-Sud et un début de texture en échiquier du quartz (« chessboard » texture). Une déformation post solidus faible existe également. Elle se marque par des kinks affectant les micas, une texture onduleuse du quartz et de petites bandes de déformation. Il n’est pas possible de déterminer ici une cinématique.

Lorsque l’on se rapproche à environ un kilomètre du contact granite-encaissant, une fabrique macroscopique apparaît nettement.

Le contact Ouest du massif de Carballiño au niveau de la carrière de Fondo de Vila

La carrière de Fondo de Vila se situe sur le contact NW du granite G2 de Carballiño. Le long de ce contact N-S, le granite G2 n’est séparé du granite G3 de Boborás que par un mince domaine de micaschiste fortement plissé de 800 m d’extension Est-Ouest (Figure

III-2). Les affleurements de granite montrent de nombreuses enclaves Nord-Sud de

micaschiste affecté par la crénulation.

Dans cette carrière, le granite G2 montre une texture finement grenue et peu porphyrique. Il possède une fabrique planaire très nette marquée par des plans N170/90 à N10/80NW de biotite (Figure III-13-b). Microscopiquement, le granite possède une texture avec des gros cristaux de quartz montrant une orientation Nord-Sud. Ces quartz montrent une extinction ondulante systématique et quelques indices de déformation de haute température (texture en échiquier, Figure III-14-b). Par ailleurs, certains grains ont des contours lobés (Figure III-14-c), interprétées comme le résultat d’une déformation dans des conditions métamorphiques de haut grade (Passchier & Trouw, 1996). Ces quartz sont disséminés dans une matrice plus fine constituée de feldspath potassique, plagioclase, muscovite et biotite. L’observation des micas dans trois plans différents (verticaux Nord-Sud & Est-Ouest ; horizontal Nord-Sud) montre une organisation en plan verticaux Nord-Sud (Figure III-13-b et

f) et les micas définissent dans ce plan une linéation horizontale (Figure III-14-a). Une

déformation de plus basse température se marque par la présence de bandes de cisaillement subverticales N30 à quartz et muscovite recoupant la foliation du granite. On remarque l’initiation de structures C/S qui indiquent une cinématique dextre (Figure III-14-d).

Au sein du granite, des zones constituées presque exclusivement de quartz et de micas blancs sont observés, passant au granite s.s. de manière progressive. Ces zones s’organisent selon des plans subverticaux N170 à N28/75NW, recoupant localement la foliation du granite (Figure III-13-b et d).

Figure III-13: Structure et déformation dans les grands batholites de granites G2. a) Foliation N170 dans le

massif de La Estrada - Cerdedo, marquée par des enclaves de tonalite (flêches) et une orientation Nord-Sud des feldspaths (plan horizontal). Route PO240, km 37-38 ; b) foliation Nord-Sud (plan horizontal) sur le flanc Ouest

du massif de Carballiño marquée par les biotites. Cette fabrique est recoupée par des fractures d’azimut Nord- Sud à quartz-muscovite (greisen). Carrière de Fondo de Vila ; c) plans Nord-Sud subverticaux de tonalite sombre (e.g. sous le marteau) au sein du granite, et zones de mélanges de magmas (teintes intermédiaires). Carrière au Nord-Ouest de Cerdedo, flanc Est du massif de La Estrada – Cerdedo ; d) dykes de pegmatite E-W à fort pendage recoupé par des fractures à quartz-muscovite (greisen). Carrière de Fondo de Vila ; e) Système de veines conjuguées de pegmatites à fort pendage recoupant le granite de Carballiño. Carrière de Fondo de Vila ; f) dyke de pegmatite et d’aplite litée recoupant le granite de Carballiño et les fractures greisen. Carrière de Fondo de Vila ; g) structures C/S sénestres verticales sur le flanc Est du massif de La Estrada – Cerdedo. Route PO-2003 Codesada-Forcarei, km 14 ; h) cisaillement sénestre N150 vertical recoupant la schistosité S3 dans la zone de cisaillement de Couso, le long du flanc. Route Avión – Pigorzos à Outeiro Malato.

Microscopiquement, ces zones, au maximum de 5 centimètres de puissance se caractérisent par l’absence de biotite alors que les biotites du granite situées au voisinage de ces zones sont chloritisées. On observe localement des feldspaths similaires à ceux du granite mais altérés. Ceci suggère qu’il s’agit de zones d’altération du granite en un assemblage quartz-mica blanc. En raison de leur aspect rectiligne, elles pourraient résulter du passage de fluides dans des fractures d’orientation Nord-Sud ayant provoqué une greisenification du granite.

Des veines de pegmatite recoupent le granite. Ces veines de 1 à 10 cm montrent deux orientations, en moyenne N115/80SW et N60/80NW. Les épontes des veines N115 montrent un cisaillement sénestre alors que celles des veines N60 montrent un cisaillement dextre (plongement de la strie de l’ordre de 10°). Les deux orientations de veines se recoupent et se décalent mutuellement. Ceci ajouté aux cinématiques observées sur leurs épontes respectives montre qu’il s’agit d’un système conjugué de veines de pegmatites (Figure III-13-e). Parce que certaines pegmatites sont recoupées et décalées par des zones de greisen N28/75NW (Figure III-13-d) alors que d’autres ne le sont pas, il est suggéré que les dykes pegmatitiques sont cogénétiques des zones d’altération greisen.

Un affleurement de la carrière montre l’existence d’une pegmatite différente (Figure

III-13-f), composée par l’alternance d’aplite et de pegmatite et affleurant sous la forme d’un

dyke à faible pendage (N160/25NE). L’aplite est soulignée par des lits de grenats et de tourmaline parallèles aux épontes. Au sein de l’aplite se trouvent des zones de pegmatites, plus nombreuses dans la partie supérieure du dyke. Texturalement et minéralogiquement, ce dyke d’aplo-pegmatite est identique aux pegmatites litées de Rega da Vella et Ponte Moreiras. Il recoupe très nettement l’ensemble granite folié et zones de greisen (Figure III-13-f).

Figure III-14: Microstructures dans les grands batholites de granite G2 et leur encaissant. a) linéation

horizontale bien marquée par les biotites dans le plan de foliation vertical Nord-Sud du granite. Carrière de Fondo de Vila, massif de Carballiño ; b) déformation de haute température « en échiquier » du quartz magmatique. Carrière de Fondo de Vila ; c) grains de quartz magmatiques à bord lobés indicateurs d’une déformation dans des conditions métamorphiques de haute température. Carrière de Fondo de Vila ; d) début d’apparition de structures C/S dextres dans le granite du flanc Ouest du massif de Carballiño. Carrière de Fondo de Vila ; e) Structures C/S bien marquées dans le granite du flanc Est du massif de La Estrada-Cerdedo. Route PO-240 Doade-Cernedo, km 37-38 ; f) cisaillement vertical sénestre autour d’un porphyroclaste de grenat dans le micaschiste au contact du massif de La Estrada-Cerdedo. Route PO-240 Doade-Cernedo, km 37- 38.

Le contact Est du massif de la Estrada-Cerdedo

Le flanc Est du massif de La Estrada-Cerdedo a été étudié sur une grande distance depuis Codeseda au Nord-Ouest jusqu’à l’Ouest d’Avión, au Sud-Ouest. Ce granite montre une forte fabrique planaire soulignée par les micas, et plus localement, par les feldspaths potassiques lorsque le faciès est porphyrique (Figure III-13-a), les enclaves de micaschiste et les enclaves magmatiques sombres. L’azimut de cette fabrique planaire varie entre N10 et N160 et son pendage est généralement subvertical ou de 70° vers l’Est. Les changements d’orientation de la fabrique planaire semblent indépendants de l’orientation du contact, sur l’ensemble des affleurements observés. A l’échelle microscopique, les micas, quartz et feldpaths forment une linéation subhorizontale, identique à celle du massif de Carballiño. Le long de ce flanc Est du massif de La Estrada-Cerdedo, on observe de très nombreuses enclaves magmatiques sombres, centimétriques à pluri-hectométriques, et de forme lenticulaire. Les plus importants affleurements de ces roches magmatiques sombres se trouvent dans la région de Cerdedo. D’après Barrera Morate et al. (1989), il s’agit de tonalites. Dans une ancienne carrière située près de la N54116 entre les kilomètres 62 et 63, il est possible de voir de très importants affleurements de ces lentilles (Figure III-13-c). Elles sont parallèles à la foliation interne du granite et de nombreuses zones montrent des faciès de minéralogie et de teinte intermédiaire entre granite à deux micas et tonalite. Nous interprétons ces faciès comme des figures de mélange entre deux magmas. Plus au Sud, près du village de Cernedo17, à 300 m du contact granite-encaissant, on observe également ces lentilles de tonalites. Elles possèdent ici une forme elliptique de l’ordre de quelques centimètres marquant la foliation planaire du granite (Figure III-13-a). Cette foliation est ici N160, subverticale. Des petites enclaves de micaschistes centimétriques marquent également ce plan de foliation, ainsi que des feldspaths potassiques et des micas. Dans ce même secteur, et en s’approchant du contact avec l’encaissant, on observe l’apparition de bandes de cisaillement secondaires dans le granite. Au niveau du contact granite-encaissant, les structures C/S sont bien développées (Figure III-14-e). Elles sont subverticales et orientées N150 à N140. La cinématique est clairement sénestre. A l’échelle microscopique, les bandes C sont soulignées par des micas blancs et du quartz. Le micaschiste à grenat-biotite-muscovite-quartz- sillimanite situé au contact est affecté par la crénulation S3, elle-même recoupée par les bandes C (Figure III-13-h). Des queues asymétriques autour des grenats indiquent également

16 _{Située entre les villes de Madanela de Montes et Cerdedo, cette ancienne carrière se trouve à 500 m à l’Ouest}

une cinématique sénestre (Figure III-14-f), la sillimanite se concentrant dans les bandes C et dans les queues des porphyroclastes de grenats. Tous les affleurements observés le long du flanc Est du massif ont montré la présence d’un cisaillement sénestre N150 à 140 sur une zone de 100 à plus de 500 m à partir du contact granite-encaissant. Tout le long du contact, le micaschiste est affecté par ces bandes C/S qui affectent les quelques pegmatites rencontrées. Dans l’ancienne carrière située au Nord-Ouest de Cerdedo, il est également possible d’observer des bandes C/S dextres subverticales affectant les lentilles de tonalite et le granite, les bandes C étant N25. Ces structures C/S sont interprétées comme conjuguées des bandes C sénestre N150-140.

Relations entre les grands batholites G2 et l’encaissant

Peu d’affleurements permettent d’observer dans de bonnes conditions les contacts entre ces batholites et l’encaissant. Néanmoins, nous disposons des éléments suivants : i) le massif G1 d’Avión est recoupé par un granite G2 (Barrera Morate et al., 1988, 1989) ; ii) ces granites G2 contiennent des enclaves de micaschiste à crénulation S3 ; iii) ils possèdent une fabrique macroscopique planaire globalement Nord-Sud, sur laquelle se trouve une linéation horizontale. Cette fabrique planaire apparaît indépendante de l’orientation du contact et est surtout marquée à proximité des contacts, même si elle existe de manière plus discrète dans le cœur des massifs ; iv) des réseaux conjugués de dykes de pegmatites les recoupent, ainsi que des pegmatites-aplites litées en tout points similaires à celles observées dans l’encaissant ; v) les deux massifs étudiés sont affectés sur leurs bordures par zones de cisaillement sénestres pour La Estrada-Cerdedo et dextres pour Carballiño. Cependant la zone de cisaillement qui affecte le bord Est du massif de La Estrada-Cerdedo apparaît comme une structure majeure d’ampleur régionale.

Ces différents éléments impliquent que ces grands batholites se sont mis en place pendant l’évènement D3, après la mise en place des granites G1 (recoupement des G1 syn- D3, enclaves de micaschiste crénulé). Le fait que ces massifs possèdent une fabrique planaire avec une linéation horizontale Nord-Sud, bien marquée sur leurs flancs et indépendante de l’orientation du contact, et que ces granites sont recoupés par des pegmatites identiques à celles présentes dans l’encaissant implique que ces granites se sont mis en place avant les pegmatites de type Rega da Vella, et donc avant le pic de déformation D3. Ainsi la fabrique planaire de ces granites pourrait être acquise lors du pic de déformation D3, ce qui est cohérent avec les déformations de haute température du quartz (textures en échiquier et quartz lobés). Les zones de cisaillement décrochantes observées le long des contacts de ces granites

seraient les expressions tardives traduisant la poursuite de la compression Est-Ouest. Les jeux conjugués senestre et dextre étant observés respectivement sur les bordures Est et Ouest des deux batholites, cette déformation semble être le résultat d’un fluage à vergence Nord du domaine métamorphique situé entre les deux grands batholites.

Le massif de Beariz

Le massif de Beariz est une petite coupole granitique d’orientation globale Nord-Sud de 5 km de long et 2,5 km de large. Il affleure au cœur du groupe de Paraño (DSGC), à proximité du chevauchement basal de l’unité allochtone de Lalín-Forcarei, même si le granite ne le recoupe pas et en est séparé par une faille au niveau de son contact Nord (Figure III-2). L’encaissant est affecté par un métamorphisme de faible intensité, à cheval sur l’isograde d’apparition du grenat, présent sur le flanc Est du massif et absent au Nord et à l’Ouest (faciès à biotite, chlorite, albite, voir Figure III-6). Le contour cartographique de ce massif (González Cuadra, 1996) est complexe, avec d’importantes variations de largeur du massif entre ses parties Nord et Sud, et de nombreux diverticules plus ou moins Nord-Sud émanant du massif (Figure III-15). La schistosité principale autour du massif est essentiellement une schistosité S2 affectée par la crénulation S3, excepté sur le flanc Est du massif où la crénulation est très importante et forme une bande Nord-Sud avec une schistosité principale S3 subverticale passant par le sommet du mont Marcofán. En dehors de cette bande, la schistosité S2 est globalement orientée Nord-Sud avec un pendage moyen de 50°W à l’Est du massif et environ 30°W à l’Ouest du massif. Nos données personnelles ajoutées aux données de González Cuadra (1996) et de Monteserín López (1981) ne montrent pas clairement la présence d’un point triple S3 autour du massif (Figure III-5), bien que ce dernier ait été suggéré sur la base de variations de distances entres les bancs de gneiss dans le groupe de Lalín-Forcarei au Nord du massif (González Cuadra, 1996). Le granite de Beariz montre une auréole de métamorphisme de contact dans son encaissant. La puissance de cette auréole est très variable, mais n’excède pas cent mètres. Lorsque le chimisme de l’encaissant est favorable, on observe un important développement de cristaux pluricentimétriques d’andalousite (notamment sur le flanc Est, au mont Marcofán, et sur le flanc Ouest, près de Penas das Ferreiras).

Figure III-15: Carte géologique du massif de Beariz, modifié d’après González Cuadra (1996). Les contacts

entre le faciès porphyrique grossier et le leucogranite à muscovite-tourmaline-grenat restent approximatifs du fait de l’absence d’affleurements ou de la présence de végétation. De même, la densité de dykes de leucogranite recoupant le granite prophyrique est peut-être sous-estimée.

Figure III-16: Granites du massif de Beariz et relations avec l’encaissant. a) lentilles magmatiques sombres

(schlierens et/ou tonalites) dans le granite porphyrique grossier. Penas das Ferreiras : b) enclave de micaschiste crénulé affecté par le métamorphisme de contact (andalousites, flèche) au sein du granite

porphyrique. Penas das Ferreiras ; c) recoupement net du faciès porphyrique (feldspaths flêchés) incluant des niveaux sombres (pointillés) par le leucogranite fin à tourmaline-grenat. Penas das Ferreiras ; d) enclave de micaschiste crénulé et transformé en tourmalinite au sein du leucogranite. Penas das Ferreiras ; e) Injection de leucogranite à tourmaline-grenat en « plats et rampes » (sill – dyke) dans le micaschiste situé juste au dessus du leucogranite. Ancien stade de As Seixas ; f) dyke N60 de leucogranite recoupant le micaschiste. Flanc Ouest du mont Marcofán ; g) Structures C/S sénestre à faible pendage SE (7°) au niveau du contact entre le leucogranite Ouest et l’encaissant. Carrière de Porta Córcores ; h) Cœur d’andalousite non séricitisé incluant la schistosité de crénulation S3 dans le micaschiste au contact avec le granite prophyrique. Sud-Est du mont Marcofán.

Les andalousites sont alignées dans la schistosité de crénulation S3 et montrent fréquemment une orientation préférentielle horizontale Nord-Sud dans le plan de foliation. Les andalousites des cornéennes de contact sont souvent pseudomorphosées en micas blanc, et les micas (muscovite et biotite) marquant la schistosité de crénulation sont parfois chloritisées. En section Est-Ouest, des cœurs non altérés de section basale d’andalousite englobant la schistosité de crénulation S3 ont été observés (Figure III-16-h). Des enclaves de micaschistes crénulés transformés en cornéenne à andalousite s’observent également sur le côté Ouest du massif (Penas das Ferreiras).

Dans la partie centrale du massif (Ponte Inés), on observe un granite porphyrique (feldspaths potassiques parfois supérieurs à 5 cm), grenu, plus riche en biotite qu’en muscovite. Ce granite ne montre pas clairement de foliation ou de linéation. A l’échelle microscopique, le quartz présente systématiquement une extinction ondulante, et de fréquentes petites bandes de cisaillement à faible vergence Nord sont marquées par de petites muscovites. Ce granite est recoupé par de nombreux dykes, ici N170 à N25, à pendages très variables, de granite microgrenu très blanc à muscovite-grenat-tourmaline. Sur le flanc Ouest du massif, dans la vallée du río Pedriña (Penas das Ferreiras) de nouveaux affleurements18 permettent d’observer d’abondantes enclaves magmatiques sombres ainsi que des traînées de biotites à géométrie complexe de type schlierens (Figure III-16-a). Quelques mesures réalisées sur ces enclaves donnent une orientation moyenne N4/30°NW. Par ailleurs de nombreuses zones se présentent sous la forme de faciès grenu porphyrique de teinte sombre, assez similaire aux faciès interprétés comme faciès de mélange pour le granite G2 de La Estrada-Cerdedo. Au sein de ces faciès grenus porphyriques, on observe de nombreuses poches de pegmatites à grenat ou tourmaline de dimension centimétrique à métrique. Ces faciès grenus porphyriques sont recoupés de façon cassante par un important réseau de dykes

(Figure III-16-c) ou de lames de granite blanc à muscovite-grenat-tourmaline, de puissance très variable (centimétrique à plurimétrique), localement pegmatitique.

Ces dykes ou lames possèdent fréquemment une structure litée, parallèle à leurs épontes. Localement ils englobent des panneaux de micaschistes crénulés transformés en tourmalinites (Figure III-16-d).

Plus à l’Ouest de cet affleurement, le leucogranite à muscovite-tourmaline-grenat (faciès clair ou granite blanc) est présent sur une importante surface et constitue une lame de 200 m de puissance injectée parallèlement à la foliation S3 et la recoupant localement (Figure

III-15). Dans cette zone, l’ancienne carrière de Porta Córcores est intégralement ouverte dans

ce faciès de granite fin et blanc. La zone de contact de ce faciès avec l’encaissant est marquée par la présence de structures C/S dans le granite (Figure III-16-g). Les plans C sont à faible pendage Sud (N140/22SW) et la linéation sur ces plans est N133/7SE. La cinématique déduite des structures C/S indique un mouvement en faille normale vers le Sud-Est. En dehors de la zone de contact, il n’y a pas de structures C/S mais le granite montre une foliation N30/35NW. Sur le flanc Est du massif, entre les kilomètres 14 et 15 de la route Beariz-Brués, un autre affleurement de ce leucogranite blanc à muscovite-grenat-tourmaline (Figure III-15) montre une fabrique subverticale Nord-Sud et localement quelques structures C/S. Les plans C possèdent une orientation N0 à N170 et un pendage de 25° vers l’Est. Le sens de