PHÉNOMÈNES HYDROTHERMAUX, DE RÉTROMORPHOSE ET STRUCTURES TECTONIQUES ASSOCIÉES

5.1 – INTRODUCTION

La circulation des fluides joue un rôle fondamental dans les processus qui impliquent la croûte terrestre car cette circulation a des effets importants sur le transport de la chaleur et des éléments chimiques (Brady, 1989), sur le développement des phénomènes métamorphiques ou métasomatiques ainsi que sur la formation des dépôts hydrothermaux. De plus la présence ou l'absence de l'eau joue un rôle important dans le développement des séismes et des différents mécanismes par lesquels une roche est déformée (Hubbert & Rubey, 1959). En effet dans les zones de failles, la déformation des roches est réalisée par fracturation liée à une déformation cassante;

souvent une circulation hydrothermale permet une déformation par transfert de matière dans les fluides impliquant dissolution sous contrainte et précipitation. Ce mécanisme produit typiquement une déformation lente asismique caractérisée par un comportement plastique de la roche (Chamberlain et al., 2002).

Dans la plupart des milieux géologiques alpins, les roches qui affleurent en surface conservent presque inaltérés les caractères et les paragenèses de leur pic métamorphique tandis que le passage vers des conditions au fur et à mesure plus superficielles, pendant la montée des nappes, normalement n'est pas enregistré. Evidemment ce fait est dû à l'absence d'une circulation importante et diffusée des fluides pendant les épisodes de mise à jour qui pourrait démarrer les transformations chimico-minéralogiques dans les roches. L'histoire de la rétromorphose dans la région étudiée est par contre enregistrée en détail et tous les faciès du métamorphisme régional barrowien au-dessous du pic métamorphique sont représentés. Ce mécanisme d'enregistrement se développe grâce à l'activité tectonique continue, suivie d'une circulation de fluides métamorphiques, qui caractérise cette région. L'énergie libérée par ces processus permet l'activation des transformations chimiques et structurales des différentes phases minéralogiques en témoignant du passage de ces roches sous conditions P-T décroissantes jusqu'à des conditions de surface. Par conséquent dans les roches de la zone étudiée on peut observer la superposition des faciès de degré métamorphique plus faible sur celles de plus haut degré.

Donc l'existence d'importants et de nombreux phénomènes de transformation minéralogique de la roche de type hydrothermal, rétrograde et d'hydratation nous permettent de reconstruire les étapes de l'exhumation de cette partie de la zone des racines, à la différence de la plupart des autres secteurs des Alpes. Il faut noter en effet que les principaux phénomènes géologiques des Alpes étudiés dans la littérature concernent des transformations progrades d'enfouissement et de déshydratation tandis que les processus inverses sont décrits beaucoup plus rarement. Sur ce sujet il faut signaler le travail de Lucchini (2002) où sont décrits les principaux caractères minéralogiques, structuraux et géochimiques des fissures alpines des Alpes Centrales.

L'étude de la cinématique, de la géochimie et de la thermodynamique des fluides est un facteur fondamental pour la compréhension des processus hydrothermaux dans un environnement métamorphique. De toute façon ce type d'analyse est en dehors des buts de cette thèse et nous avons resserré l'étude des phénomènes hydrothermaux à la description des caractères minéralogiques, tectoniques et macrostructuraux de terrain, négligeant la partie strictement analytique qui pourra être éventuellement entreprise dans des travaux ultérieurs. De même manière la reconstruction de la géométrie et du type de circuit hydrothermal nécessite une étude détaillée de la perméabilité du système de fracturation dans un contexte tectonique cassant; cette sorte d'étude est toujours très compliquée et parfois aux résultats incertains et pour ces motifs a été abandonnée. Cependant on peut faire quelques considérations plus générales pour mieux encadrer cet événement hydrothermal dans le cadre de l'évolution géodynamique de la région.

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Normalement, en conditions de métamorphisme prograde, par exemple pendant une phase de subduction de croûte continentale, l'on assiste au développement de toute une série de réactions de déshydratation des minéraux qui produisent des quantités variables de fluides métamorphiques.

Ces fluides peuvent être piégés en profondeur ou peuvent circuler le long des systèmes de fracturation de la roche. L'interaction entre la pression lithostatique et celle hydrostatique influencent l'évolution et la circulation de ces fluides qui peuvent remonter à la surface et peuvent être à l'origine des phénomènes de lessivage et de précipitation dans les roches traversées, en formant ce qu'habituellement on appelle dépôts hydrothermaux (Walther & Wood, 1984). La même situation peut être générée aussi par la présence de fluides juvéniles, de provenance mantellique ou crustale profonde, qui se séparent des roches fondues par anatexie et remontent vers des niveaux crustaux au fur et à mesure plus superficiels.

Evidemment la zone étudiée n'est concernée par aucun de ces deux cas; comment déjà indiqué précédemment, les phénomènes hydrothermaux qui s'y développent ne sont pas associés à des conditions métamorphiques progrades ni à des intrusions magmatiques en mesure de créer des volumes importants de fluides juvéniles. Les phénomènes étudiés sont par contre liés à une rétromorphose qui produit des transformations à l'intérieur des roches grâce à une activité tectonique constante et à la circulation profonde de fluides au moins en partie d'origine météorique (Chamberlain et al., 2002). À ce propos une étude succincte sur les isotopes stables des minéraux de ces roches (voir § 7"isotopes stables et circulation des eaux") et la comparaison avec l'adjacent système hydrothermal, toujours actif, de la région de Bagni di Craveggia (Pastorelli 1999), nous indiquent que le système hydrothermal fossile qui affleure dans le Val Vigezzo-Centovalli est lié à l'infiltration d'eaux météoriques de surfaces à des niveaux crustaux profonds. Ces eaux ensuite se mélangent avec les fluides métamorphiques piégés dans les minéraux ou dans les roches en formant des fluides à compositions isotopiques intermédiaires. L'infiltration des eaux est rendue possible grâce au développement d'un réseau de failles et de fractures lié aux mouvements tectoniques transtensifs qui intéressent cette région entre une période de temps compris environ entre 20 et 10 Ma (voir § 9"évolution géodynamique"). Cette période est en accord avec les âges des minéralisations des fissures alpines proposée par Lucchini (2002) qui fournit un âge du début de la fissuration vers 18-20 Ma.

La plupart des phénomènes hydrothermaux et de rétromorphose étudiés affectent toutes les unités affleurantes dans la région. Même si l'intensité de ces phénomènes hydrothermaux est très variable sur les différents endroits, leur plus importante diffusion se produit dans les nappes alpines s.s. tandis que la zone du Canavese et le corps de Finero sont en partie épargnés et la plupart des phénomènes hydrothermaux qui affectent ces deux unités sont de faible intensité. De toute façon on peut déduire que la position structurale réciproque occupée par ces nappes pendant le déroulement de cette phase hydrothermale devrait déjà être très semblable à celle actuelle car toutes les unités ont été affectées par les mêmes structures de déformations et les mêmes processus géodynamiques.

Dans les chapitres suivants seront décrites les différentes structures géologiques observables sur le terrain, liés à la circulation de fluides hydrothermaux et aux phénomènes de rétromorphose associés. Ces processus sont responsables d'un côté d'une forte altération et minéralisation de la roche, de l'autre côté ils favorisent le développement de zones de failles caractérisées par des minéralisations hydrothermales importantes. Les structures métasomatiques, de minéralisation, de rétromorphose et les failles minéralisées qui affectent les roches de la région sont sans doute génétiquement liées entre eux, cependant les évidences de terrain montrent des variations remarquables par rapport à leur expansion différente, leur pénétrativité et leurs rapports géométriques réciproques dans les endroits différents, indiquant que ces structures ne sont pas forcement toujours associées et que leur développement dépend aussi des facteurs rhéologiques locaux. C'est pour cela qu'on propose une description des différents aspects géologiques liés à l'hydrothermalisme sur la base des différences et des caractéristiques observées sur le terrain, bien qu'à grande échelle ces structures puissent être regroupées à l'intérieur d'un seul phénomène

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géologique complexe, répandu de façon différente dans l'espace et dans le temps. Finalement une partie de ce chapitre sera dédiée aussi à la description et à la caractérisation pétrographique des minéralisations hydrothermales qui cristallisent dans les fissures, dans les veines et dans les zones de faille.

5.2 - RÉTROMORPHOSE EN FACIÈS SCHISTES-VERTS

Les premiers phénomènes de rétrogression métamorphique observés sur le terrain produisent un rééquilibrage en faciès schistes-verts des roches métamorphosées en faciès amphibolitique. Ce phénomène est lié soit à la formation de niveaux mylonitiques en faciès schistes verts soit à une simple transformation des minéraux en déséquilibre (fig.1.5).

Figure 1.5: C54-AFL.5.1.1 Lm 25x n//, gneiss d'Orselina rétrocédé en faciès schistes-verts. On peu observer la formation de chlorite et opaques aux dépenses de la biotite et l'argilisation, à couleur brunâtre, des feldspaths. On peu aussi observer une minéralisation à épidote (traits bleus) qui de façon discontinue coupe la roche et les minéraux déjà rétrocédés et altérés.

L'étude des lames minces des roches gneissiques et des micaschistes met en évidence les transformations minéralogiques principales suivantes: la biotite est substituée partiellement ou complètement par un assemblage de chlorite+opaques; le feldspath potassique forme des taches d'altération brunâtres, constituées d'agrégats séricitiques argileux; le plagioclase de même manière forme des altérations de type saussuritique; le grenat est partiellement substitué par des microagrégats de chlorite; la sillimanite et la fibrolite sont substituées par des agrégats de type séricitique. À côté l'on assiste à la néoformation de cristaux de chlorite, du mica blanc et secondairement d'épidote.

Dans les amphibolites on observe la saussuritisation du plagioclase, la formation de la chlorite aux dépenses de la hornblende et la formation d'abondante épidote à composition variable.

5.3 - BANDES RÉTROMORPHOSÉES EN FACIÈS SCHISTES-^VERTS (BSV)

Parallèlement aux phénomènes classiques de rétromorphose qu'on vient de décrire, sur terrain on a pu observer ce qu'on a appelé des "bandes de rétromorphose schistes-verts" (BSV). Ces bandes sont le résultat d'un processus de transformation minéralogique qui est répandu dans toutes les unités de la région à exception de la zone du Canavese et du corps de Finero et qui affecte toutes les lithologies, des gneiss aux roches basiques. À l'affleurement les BSV constituent deux systèmes conjugués de bandes à géométrie planaire, à épaisseur variable de mm à dcm et persistance de quelques mètres. Le système le plus développé et répandu est constitué de deux ou trois séries de

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bandes qui se croisent à faible angle, se caractérisant par une direction moyenne N-S (B1-B3, fig.2.5) et par un angle de plongement subvertical. L'autre système (B4), moins répandu, est constitué de deux bandes conjuguées avec un pendage très raide et une direction moyenne WNW-ESE, environ parallèle à la direction de la schistosité régionale. Dans l'ensemble ces structures ont une orientation spatiale tout à fait comparable avec celle des systèmes de veines et de failles minéralisées (voir après) et leur formation peut être associée au même régime de tension tectonique.

Sur terrain la mise en évidence de ces bandes est produite soit par un changement de la couleur par rapport à la roche environnante (fig.4.5) soit par des phénomènes d'érosion différentielle qui mettent en relief les bandes par rapport au reste de la roche (fig.3.5). Au niveau macroscopique on peut observer l'absence complète de veines, de minéralisations ou d'autres structures discordantes qui coupent la roche. Les minéraux sont traversés par ces structures sans subir aucune déformation ou transformation apparente. C'est à dire qu'au niveau macroscopique on s'aperçoit de la présence de ces bandes que par l'effet chromatique et de relief qu'elles donnent en traversant la roche.

2 3

a b

Figure 2.5: Projection des directions des plans des BSV. On peut observer que chaque famille(B1 à B4) montre des variations de l'orientation spatiale évaluables en 15-30°. Ces variations sont dues à des changements régionaux de l'orientation spatiale moyenne de ces structures. Figure 3.5: AFL.11.1.1. BSV dans les gneiss d'Orselina qui constituent des structures en relief par rapport au gneiss entourant. On peut observer les bandes horizontales, parallèles à la Sr qui forment le système E-W et les bandes verticales qui forment le système N-S. Figure 4.5: a) AFL.7.1.2. BSV dans un gneiss d'Antigorio. b) AFL.20.2.2. BSV dans un gneiss Mt. Rose. Dans les deux images on peut noter l'éclaircissement du gneiss suit à la formation des BSV.

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L'analyse microscopique en lame mince par contre met clairement en évidence comme la bande diffère de la roche environnante vraiment par une rétromorphose minéralogique de la roche même, avec une conséquente substitution pseudomorphe de chlorite à la place de la biotite, une séricitisation et une altération du feldspath et du plagioclase (fig.5.5) et une altération de l'amphibole dans les roches basiques (fig.6.5).

5a 5b

6a 6b

Figure 5.5: a) C174-AFL.26.1.1; b) C.RioPila-AFL.8.1.3. Lm 25x n//, BSV dans les gneiss d'Orselina. Le trais verts délimitent le passage faciès amphibolitiqueÆ faciès schistes-verts (BSV) qui produit la transformation de la biotite (rouge) en chlorite (vert clair) et l'altération des feldspaths qui se caractérisent par un aspect taché et terreux.

Figure 6.5: C152-AFL.20.2.5. Lm 25x n// (a), nX (b), BSV dans un métagabbro de la zone Piémontaise. Le trait vert délimite le passage vers le haut faciès amphibolitiqueÆ faciès schistes-verts (BSV) qui produit l'altération des plagioclases et des pyroxènes. Le long de la zone de passage on observe la formation de minéraux opaques.

Dans son ensemble la portion de gneiss comprise à l'intérieur d'une bande schistes-verts paraît enrichie en éléments quartzo-feldspatiques et appauvrie en phyllosilicates. Il faut remarquer de toute façon l'absence presque complète de veines ou fissures minéralisés à l'intérieur de ces bandes. Apparemment ce processus se développe en complète absence de déformation soit ductile soit cassante, aucun minéral n'étant coupé ou déplacé. La circulation des fluides doit s'être produite

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au moins en partie par une microfracturation intragranulaire tandis que les fissures continues (discrètes) sont rares ou absentes. Probablement les conditions thermiques pendant le développement de ces BSV étaient suffisamment élevées pour permettre un comportement rhéologique distinct des espèces minéralogiques différentes; de cette manière la roche n'a pas eu un comportement homogène cassant mais plutôt plastique-cassant et la fissuration doit s'être développée de préférence le long des contacts entre les grains. De même manière les fluides doivent s'être propagés latéralement avec un processus de diffusion intragranulaire comme témoigne l'absence d'un contact net, mais plutôt d'un passage nuancé entre la roche en faciès amphibolite et la BSV. Parfois au sein de ces bandes on peut apercevoir des systèmes de microfractures maintenant refermés complètement qui peuvent avoir été à l'origine du passage des fluides qui ont ensuite provoqué l'altération de la roche et la formation de ces niveaux de rétromorphose sur des épaisseurs variables. Dans ce cas on peut supposer que la formation de la bande soit liée à un mécanisme initial de fissuration de type "crack-seal" (Ramsay & Huber, 1987) c'est à dire de microfracturation et injection de fluides sur plusieurs étapes mais associées à une diffusion latérale des fluides par diffusion intragranulaire en absence de déformation. Ce processus est plus clairement répandu dans d'autres structures associées à la circulation hydrothermale et qui sont décrites dans le § 5.5"bandes de recristallisation isominéralogique"

La détermination de la perte au feu (L.O.I. %, fig.7.5), c'est à dire de la teneur approximative en H2O, effectuée sur des morceaux de roche échantillonnés à l'extérieur et à l'intérieur de ces bandes, montre sans doute que la formation de la BSV produit une hydratation de la roche suite au passage des fluides dans ces microfractures. La variation moyenne du L.O.I. entre la même roche en faciès amphibolite et schistes-verts correspond de façon approximative à la différence en teneur d'eau entre les biotites (~4%), les amphiboles (~2%) de la roche en faciès amphibolite et les chlorites (~12%) des BSV.

Quelques analyses XRF sur roche totale (fig.8.5), exécutées à l'intérieur et à l'extérieur de la bande ont été effectuées pour évaluer les variations de la concentration des éléments chimiques. Les données XRF ont été représentées sur des diagrammes binaires en échelle logarithmique en utilisant la méthode des isocones (Baumgartner & Olsen, 1995). Ces diagrammes permettent d'évaluer le transport de masse des éléments chimiques différents, entre une roche mère (faciès amphibolite) et son homologue altéré (BSV). Les résultats montrent que les points analytiques tombent moyennement le long de la droite isocone (fig.8.5) et donc il n'y a pas des variations importantes de la concentration des éléments chimiques entre les deux roches. Ce fait indique l'absence de phénomènes métasomatiques importants entre ces deux portions de roches et donc les transformations minéralogiques, à part l'augmentation du teneur d'eau, sont essentiellement de type isochimique.

Figure 7.5: diagramme du L.O.I.% exprimé sur quatre échantillons BSV (en vert) et des roches équivalentes en faciès amphibolitique (en bleu). Les valeurs de L.O.I.%

plus élevés dans les échantillons BSV montrent une hydratation de la roche au sein de ces structures.

(APC=gneiss Antigorio Pioda di Crana; ORS=gneiss Orselina).

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b a

Figure 8.5: a) variations des éléments majeurs sur roche totale entre les portions BSV (axe "y") et les roches équivalentes en faciès amphibolitique (axe "x"). b) variations des éléments en traces sur roche totale entre les portions BSV (axe "y") et les roches équivalentes en faciès amphibolitique (axe "x").

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On note tout de même que dans le gneiss BSV on a un faible enrichissement en K2O et Cr2O3 et une diminution du CaO faible. Dans les BSV des roches basiques par contre on observe des augmentations toujours très faibles du teneur en Fe2O3, MgO, K2O et Na2O. Parmi les éléments en trace on peut observer une augmentation faible de la teneur en Cr, Ni et Pb ainsi que des négligeables variations, qui ne sont pas constantes dans tous les échantillons analysés, des teneurs en Th, U et Zn. Vu le nombre limité d'analyses de ces roches il faut remarquer que les petites variations aléatoires de la concentration des différents éléments chimiques peuvent être causées simplement par une variation locale de composition des roches analysées. De toute façon une partie de ces éléments mobilisés dans la roche peuvent être à l'origine de la recristallisation en veines de certains minéraux pendant la phase hydrothermale.

5.4 - KAKIRITES ET CANAUX HYDROTHERMAUX

Dans la région étudiée les kakirites et les canaux hydrothermaux constituent l'évidence macroscopique, observable à l’affleurement, de l'événement hydrothermal.

Le terme "kakirite" fut introduit pour la première fois par Quensel & Holnquist (1916) pour définir des roches cataclastiques sans structures orientées. Grubermann & Niggli (1924) considéraient les kakirites comme un équivalent des brèches de faille mais avec une cohésion interne faible. Heitzmann (1985) donne la définition moderne de kakirites qui sont définies comme des roches cataclastiques à faible cohésion, caractérisée par un dense réseau de plans de cisaillements et surfaces de translation, avec un grain très variable, de grossier à très fin.

Les kakirites des Centovalli furent décrites par Zawadynski (1952) Knup (1958) comme des roches cataclastiques, minéralisées, blanchies et à grain moyennement grossier. Zawadynski (1952) sur la base des caractères minéralogiques et structuraux definit plusieur générations de kakirites.

L'étude macroscopique et microscopique de ces roches nous permet de donner une description en détail de la genèse, des caractéristiques et de la signification géologique de ces roches, valable au moins pour le secteur étudié.

5.4.1 – Orientation spatiale et caractères structuraux générales

Dans le Val Vigezzo-Centovalli les kakirites (fig.9.5 a-g) forment des corps d'épaisseur variable de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres avec une extension qui peut atteindre des

Dans le Val Vigezzo-Centovalli les kakirites (fig.9.5 a-g) forment des corps d'épaisseur variable de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres avec une extension qui peut atteindre des