La Zone de cisaillement de Porté-Puymorens dans le granite de Mont- Mont-Louis!:

4.1 Présentation!:

La partie centrale du granite de Mont-Louis est affectée par une zone à déformation pénétrative dont l’âge reste très incertain. Gleizes et Bouchez (1995), reconnaissant l’existence de déformations subsolidus, la rattachent aux phases majeures N-S de déformation hercynienne (D2 selon leur définition) tandis que Guitard et al. (1984) et Laumonier (1997) la rattachent aux phases tardives hercyniennes (phase ultra-tardive D8) en régime transpressif dextre. Les études structurales (Soula et al., 1986!; Lamourroux, 1991) et géochronologiques (Mc Caig et Miller, 1986!; Costa et Maluski, 1988!; Majoor, 1988!; Monié et al., 1994!; Soliva, 1992!; Soliva et al., 1993) réalisées sur diverses zones de cisaillement de la ZA tendent à supposer l’existence de mylonitisations alpines s.l.. L’origine des mylonites de Porté-Puymorens demandait donc à être reconsidérée.

La zone déformée de Porté-Puymorens est orientée NW-SE avec un pendage moyen vers le NE. Les critères cinématiques indiquent un sens de cisaillement en faille inverse avec une importante composante dextre vers le SW. Cette cinématique est en accord avec le régime des déformations hercyniennes aussi bien qu’avec celui des déformations compressives alpines. Par contre, elle s’accorde difficilement avec le contexte transtensif sénestre du Crétacé moyen. Il convenait donc de dater l’activité de cette zone mylonitique en conditions relativement «!froides!» à quartz-chlorite-épidote. La datation 40

Ar/39

Ar de micas primaires du granite de Mont-Louis des zones déformées et leur comparaison avec les âges des micas des zones non déformées du pluton (cf. chapitre III) a été entreprise.

Deux échantillons ont été prélevés à quelques centaines de mètres au sud de l’entrée du village de Porté-Puymorens (fig. V.1 et V.27). La zone mylonitique de 200 à 300 mètres d’épaisseur à la bordure nord de la lame centrale du pluton de Mont-Louis présente une déformation mylonitique très inhomogène (alternance rapide de faciès franchement mylonitique avec des faciès à texture orthogneissique où la foliation est difficilement identifiable). ML12 est un échantillon à texture orthogneissique où les biotites sont intensément pliées mais stables. ML10 présente quant à lui un taux de déformation plus intense avec une foliation bien visible sur le terrain marquée par de la biotite plus ou moins chloritisée, l’orientation du quartz et la fracturation des feldspaths et des hornblendes (Bouchez et Gleizes, 1995).

4.2 Résultats!:

i) Echantillon ML10!:

Le dégazage progressif d’un monograin de biotite de l’échantillon ML10 a donné un spectre discordant (fig. V.28) où après les premiers paliers, fortement contaminés par de l’argon d’origine atmosphérique et représentant moins de 3% de l’39

une série de creux et de bosses avec un minimum à 157,8 ± 1,9 Ma et un maximum à 178,7 ± 0,8 Ma. Aucune corrélation entre l’évolution des âges et les rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar n’a pu être mise en évidence. L’âge total donné par ce monograin est 169,6 ± 1,5 Ma. Un autre monograin du même échantillon fournit un âge par fusion totale de 213 ± 2 Ma très différent du premier. Sur un troisième monograin, dix-huit fusions ponctuelles ont été réalisées (fig. V.29). Les âges se répartissent entre 79,8 ± 5,2 Ma et 414,2 ± 22,9 Ma et ne montre aucune corrélation avec les rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar. Cinq analyses donnent des âges supérieurs à très nettement supérieurs à celui déterminé sur une biotite d’un faciès non déformé du granite de Mont-Louis (ML1) à 292,6 ± 2,8 Ma et semblent donc contaminées par une forte composante d’argon en excès. Les âges jeunes se concentrent en bordure du mica. L’âge total de 308 ± 5 Ma tend à indiquer que la variation des âges est le résultats d’une redistribution de l’argon radiogénique dans le minéral (diffusion intagranulaire de l’argon sur de courtes distances). On pourrait également penser que les âges trop vieux sont en partie le résultat d’un recul de l’39

Ar pendant l’irradiation pour certaines parties du mica (zone de kink, zone chloritisé, ...).

ii) Echantillon ML12!:

Les monograins de biotite de l’échantillon ML12 (montrant une déformation moins intense que ML10) ont donné deux spectres où la plus grande partie du dégazage s’est concentrée sur un palier (fig. V.30). Leur forme, marquée par une contamination d’argon en excès de la première fraction de dégazage, n’est donc vraisemblablement pas représentative et seuls les âges de fusion totale seront discutés. Ils sont de 241 ± 2,5 Ma et 233,6 ± 2,7 Ma. Onze analyses ponctuelles ont pu être réalisées sur un troisième cristal (fig. V.31). Les âges se répartissent entre 201,4 ± 8,2 Ma et 377,7 ± 11,2 Ma. Comme pour ML10, aucune corrélation entre les rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar et les âges n’est mise en évidence. La répartition des âges ressemble à celle déjà décrite pour ML10, cinq âges anciens, supérieurs à l’âge de mise en place de la roche, sont ainsi concentrés au coeur du cristal et les âges les plus jeunes se trouvent sur ses bordures. Comme dans le cas de la biotite de l’échantillon ML10 (fig. V.29), l’âge total de 307 ± 3 Ma indique que l’argon a été redistribué à l’échelle intra-cristalline.

4.3 Interprétation!:

Les âges obtenus, pour la plupart intermédiaires entre hercynien et alpin s.l., témoignent d’une grande disparité à l’échelle de la zone de cisaillement, de l’échantillon mais aussi à celle du cristal. Il apparaît que le système K-Ar de ces micas a subi une perturbation importante mais pas suffisante pour conduire à une réhomogénéisation totale du système à ces différentes échelles. Les âges inférieurs à ceux de la mise en place hercynienne du pluton à 305 ± 5 Ma et à son refroidissement à ± 300° C à environ 292 Ma (cf. chapitre III), et obtenus tant par des expériences de dégazage progressif que par fusions ponctuelles, résultent vraisemblablement de l’influence de l’orogenèse alpine s.l.. Les pertes d’argon enregistrées sont-elles le résultat d’un réchauffement lors de l’événement Crétacé moyen, associé à des circulations fluides chenalisées le long de zones de cisaillement hercyniennes!? Ou plutôt

V. Datation Zones Mylonitiques

-186-seraient-elles le résultat d’un épisode de déformation «!froide!» dont la cinématique en décro-chevauchement dextre pourrait s’accorder avec les compressions pyrénéennes s.s.!?

L’âge le plus jeune de 79,8 ± 5,2 Ma obtenu à la bordure d’une biotite de l’échantillon le plus déformé ML10 s’accorde plus avec la seconde hypothèse. De plus, la grande disparité des âges semble pouvoir être plus facilement explicable par l’intervention d’une déformation «!froide!» hétérogène que par une circulation fluide associée au réchauffement Crétacé dont on a vu précédemment (Quérigut, Saint-Laurent et vraisemblablement Millas) qu’elle était capable de réhomogénéiser le système K-Ar des micas dans les zones de cisaillement et à leur proximité. Cet événement mylonitique «!froid!» conduit à la déformation des clastes de biotites par des phénomènes de pliage créant ainsi des zones où l’argon peut facilement circuler (short-circuit diffusion de Lee, 1993 et 1995). Certaines de ces zones pourraient concentrer de l’argon radiogénique expulsé du réseau cristallin s.s. des biotites. Ceci expliquerait les âges en excès liés aux premières fractions de dégazage car les sites où cet argon s’est accumulé sont certainement peu rétentifs. On sait, grâce à la résolution spatiale que nous apportent les analyses par fusion ponctuelle que ces sites peu rétentifs sont localisés au centre des cristaux. L’argon radiogénique expulsé des sites plus rétentifs viendrait se concentrer en partie sur ces domaines à faible énergie d’activation. Il semble donc y avoir une redistribution interne de l’argon suivant de courtes distances de migration isotopique comme en témoigne les âges totaux des deux biotites datées. Des zones de déformation à l’intérieur du cristal comme des kinks peuvent concentrer de l’argon en excès (Monié et al., 1997).

5. Conclusion :

L’ensemble des résultats présentés dans ce chapitre permet d’établir un scénario pour le fonctionnement des zones de déformation ductile à l’échelle de la partie orientale de la ZA des Pyrénées. Il semble qu’une partie des structures actuellement à l’affleurement soit héritées des déformations hercyniennes. Toutefois, au regard de la forte influence de l’orogenèse alpine s.l., aucun âge radiométrique Paléozoïque supérieur n’a pu être obtenu sur les mylonites de la ZA. Il apparaît donc difficile de choisir entre les différentes hypothèses qui rattachent ces déformations soit aux phases majeures compressives hercyniennes (Gleizes et al., 1997) soit aux phases tardives transpressives dextres (Laumonier, 1997). Arthaud et Matte (1975, 1977) rapportent que la FNP que l’on connaît actuellement est une structure héritée des grands cisaillements (dextre pour celui-ci) actifs à la fin des temps varisques.

Il apparaît qu’un événement thermique, généralisé à l’échelle du socle profond gneissique et localisé dans et à proximité des zones de cisaillement affectant les granitoïdes hercyniens «!supérieurs!», se place au Crétacé moyen (90-105 Ma). Ainsi le système K-Ar des biotites des gneiss est complètement ouvert dans le cas du massif du Canigou (Albarède et al., 1978 et chapitre III) et de celui de l’Aston. En ce qui concerne le massif de l’Hospitalet, ce système semble moins fortement perturbé par l’orogenèse alpine, ce que l’on interprète comme étant due à une position structurale plus élevée à la fin des temps varisques. La perturbation moins intense du système K-Ar des muscovites de ces mêmes gneiss (Albarède

et al., 1978!; Mc Caig et Miller, 1986!; Majoor, 1988!; ce travail) laisse à penser que les températures atteintes sont de l’ordre de 350-400° C intermédiaires entre les Tc de ces deux systèmes (cf. chapitre II). L’ensemble des âges crétacés moyens ou intermédiaires entre l’Hercynien et le Crétacé moyen, obtenus sur des clastes de micas hercyniens des zones de cisaillement affectant les granites de Quérigut, de Saint-Laurent et de Millas (Monié et al., 1994) alors que loin de ces zones les âges de refroidissement hercynien sont préservés, atteste du caractère plus localisé de ce réchauffement dans ces zones. L’incompatibilité apparente entre la cinématique de ces zones de cisaillement et le contexte géodynamique transtensif sénestre prévalant au Crétacé moyen (Olivet, 1996) nous conduit à émettre l’hypothèse que la remise à zéro des systèmes isotopiques n’est pas liée directement à la mylonitisation mais à un événement thermique qui se développe préférentiellement le long des grands accidents E-W à NW-SE qui découpent la ZA. Cet âge Crétacé moyen s’accorde parfaitement avec celui du métamorphisme Nord-Pyrénéen (Albarède et Michard-Vitrac, 1978!; Golberg et al., 1986!; Montigny et al., 1986!; Golberg et Maluski, 1988). Cet intense réchauffement, dû à une remontée de manteau en relation avec l’amincissement lithosphérique lors de la rotation anti-horaire de la plaque ibérique (Choukroune et Mattauer, 1978!; Olivet, 1996), qui a principalement affecté la Zone Interne Métamorphique (Golberg, 1987) a donc certainement atteint les parties profondes de la croûte ibérique proches de cette zone amincie. Pour les partie plus «!superficielles!», le flux de chaleur a dû se transmettre sous la forme de circulation de fluides empruntant les zones perméables que constituent les cisaillements ductiles préexistants. De telles circulations sont mises en évidence au niveau de la zone de cisaillement à la base du massif du Saint-Barthélémy (Saint-Blanquat et al., 1990) où la formation du talc de Trimouns est bien datée entre 112 et 97 Ma (Schärer et al., 2001!; Monié, comm. pers.). Cette «!pulsation!» thermique dont le pic se situe au Crétacé moyen semble se prolonger au Crétacé supérieur comme en témoigne des âges autour de 70 Ma obtenus sur les biotites des massifs gneissiques (voir aussi Albarède et al., 1978 pour une biotite du massif du Canigou). Au niveau des zones de cisaillement, cette permanence de l’activité thermique est seulement visible au niveau de l’ultra-mylonite de Quérigut (QUE4) où la très faible taille des grains conduit à une fermeture plus tardive du système (influence du paramètre a, dimension de diffusion effective, sur Tc). Cette activité thermique pourrait se poursuivre jusqu’au début du Cénozoïque et expliquer le magmatisme tholeïtique sursaturé représenté par les ophites récemment datées à 62-65 Ma (Desreumaux et al., soumis) dont le contexte de mise en place reste encore mal contraint (Rossi, 2002).

Le raccourcissement N-S à NW-SE qui affecte la chaîne des Pyrénées depuis le Crétacé supérieur va engendrer dans la ZA des déformations ductiles intenses relativement «!froides!» marquées par la cristallisation de micas blancs plus ou moins phengitiques dans des zones très étroites. Au niveau de la faille de Mérens, deux de ces zones sont datées précisément à 57-58 Ma. Le fonctionnement en faille inverse dextre accommode l’exhumation du massif de l’Aston par rapport au massif de l’Hospitalet (Mc Caig, 1986). La différence de profondeur entre ces deux massifs au Crétacé avant les déformations compressives alpines explique la différence observée dans les taux de réhomogénéisation isotopique du système K-Ar des micas. Les analyses réalisées lors de ce travail à l’aide d’une

V. Datation Zones Mylonitiques

-188-sonde laser sur des bandes mylonitiques ultra-micacées permettent de confirmer et surtout préciser l’âge de 50-60 Ma proposé par McCaig et Miller (1986). Un tel épisode de mylonitisation se retrouve au niveau de la zone de cisaillement du Boulou–Le Perthus à environ 38 Ma. Il constitue l’âge le plus jeune jamais déterminé pour des déformations ductiles dans la ZA des Pyrénées. Cette zone mylonitique pourrait constituer une direction conjuguée des failles NE-SW du Languedoc (faille des Cévennes et faille de Nîmes) activées en décrochement sénestre à la fin des événements compressifs pyrénéens.

Remarques méthodologiques

-205-La quantification du refroidissement des roches des Pyrénées orientales, depuis la mise en place des plutons à l’hercynien jusqu’à l’exhumation en sub-surface de l’ensemble du socle de la ZA, a été possible grâce à l’utilisation de plusieurs systèmes radiochronologiques présentant des températures de fermeture supérieures à 800° C (U-Pb sur zircon, Cherniak et Watson, 2001) jusqu’à 70-80° C ((U-Th)/He sur apatite, Farley, 2000). La combinaison sur un même massif (voire sur un même échantillon) de plusieurs de ces thermochronomètres nous a permis d’obtenir d’importantes informations sur l’évolution thermique de cette zone orogénique. L’utilisation des méthodes de «!basse température!» a permis d’affiner plus particulièrement l’histoire récente de refroidissement en relation avec les mouvements verticaux qui accommodent leur exhumation. Les résultats obtenus sur les massifs du Canigou et de Mont-Louis sont un bon exemple du type d’étude qui permet de mieux appréhender les modalités de refroidissement des roches en relation avec les différents épisodes tectoniques qui les affectent. Il convient donc d’étendre de manière plus systématique ce type de travail à l’ensemble des massifs de la ZA, en particulier dans le but de mieux cerner l’âge et l’amplitude des mouvements verticaux, la propagation dans le temps et l’espace des déformations et les mouvements différentiels entre les massifs.

Outre l’intérêt géologique des résultats, la confrontation des résultats thermochronologiques entre eux mais également avec les données géologiques a fourni des indications sur la validité respective des estimations thermochronométriques. Des incohérences entre les données fournies par les différents thermochronomètres ont pu être mises en évidence. Elles peuvent avoir des origines aussi différentes que des problèmes analytiques, des propriétés physico-chimiques ou des comportements isotopiques particuliers, des modélisations mal contraintes, etc.... Quelques unes de ces incohérences vont être exposées ci-dessous méthode par méthode, avec des tentatives d’explications!:

Méthode U-Pb!:

L’âge U-Pb sur zircon de 295 ± 7 Ma déterminé sur les zircons de l’échantillon granodioritique du massif de Saint-Laurent SL9 (cf. chapitre IV) est inférieur aux âges de mise en place des plutons du même type comme Mont-Louis à 305 ± 5 Ma (cf. chapitre III), Bassiès à 312 ± 2 Ma (Paquette et al., 1997) et Quérigut à 307 ± 2 Ma (Roberts et al., 2000). Il est également inférieur à l’âge 40

Ar/39

Ar de 301,7 ± 3,2 Ma sur hornblende par ailleurs parfaitement cohérent avec les âges des hornblendes des massifs de Mont-Louis et Quérigut (≈ 300-303 Ma, cf. chapitre III et V). Cet âge, obtenu par intercept inférieur dans le diagramme Tera-Wasserburg (Tera et Wasserburg, 1974), est vraisemblablement affecté par une légère perte en plomb, non-décelable au niveau de précision atteint pour le moment par la sonde ionique IMS 1270. En effet, dans le diagramme Concordia classique (Wetherill, 1956), nous obtenons une gamme d’analyse sub-concordante entre 305 à 280 Ma, nous empêchant d’observer une probable «!discordance normale!» et de déterminer un âge précis par intercept supérieur. Toutefois, en l’absence de cette ouverture partielle du système U-Pb, l’utilisation de la sonde ionique a permis d’obtenir rapidement un âge précis de mise en place pour le pluton de Mont-Louis (cf. chapitre III).

Méthode 40

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Ar!: La méthode 40

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Ar appliquée à différents minéraux issus de roches différentes nous a permis de mieux caractériser ses limites, en relation avec l’existence de pertes d’argon plus ou moins importantes lors d’événements thermo-tectoniques, l’introduction d’excès d’argon, des comportements isotopiques mal contraints lors de l’altération voire la déstabilisation de certains minéraux (chloritisation de la biotite) ou de leur déformation!:

- La réouverture des minéraux des différents massifs des Pyrénées orientales soumis à un réchauffement statique relativement peu intense (< 400° C) tranche avec le cas présenté dans l’article en Annexe II où seules de très faibles pertes d’argon sont reconnues dans les biotites soumises à des températures (± 700° C) bien au-delà de la température de fermeture classiquement admise de la biotite (300-350° C selon Harrison et al. (1985)). L’importance des circulations de fluides hydrothermaux au Crétacé moyen dans les roches du socle profond des Pyrénées semble être la cause principale de l’ouverture généralisée des différents chronomètres 40

Ar/39

Ar, par opposition au cas présenté dans l’article en Annexe II où l’immobilité des fluides sous les conditions de haute pression est un facteur essentiel dans la préservation de la signature isotopique pré-métamorphique. Une caractérisation pétrographique et minéralogique plus poussée des échantillons en question pourrait permettre de spécifier plus précisément le ou les phénomènes à l’origine de ce comportement en système ouvert du chronomètre 40

Ar/39

Ar.

- La datation de zones ultramylonitiques a été réalisée in situ à l’aide d’une sonde laser car la faible granulométrie des micas néoformés ne permettait pas leur séparation pour la datation de minéraux individuels. Toutefois, la datation in situ de bandes ultramylonitiques surmicacées équivaut à une datation sur roche totale, ce qui ne met pas à l’abri de certaines hétérogénéités isotopiques liées à la présence éventuelle de micas hérités ou d’autres phases porteuses d’argon radiogénique qui peuvent vieillir ou rajeunir les âges selon le cas. Les interprétations présentées dans ce travail pourraient cependant être améliorées grâce à une meilleure caractérisation des échantillons avec par exemple l’utilisation de la microscopie électronique ou des données d’isotopes stables.

- La modélisation de l’histoire thermique des feldspaths potassiques à partir de la théorie de la diffusion multi-domaine (Lovera et al., 1989, 1991) montre pour différents échantillons des lacunes d’enregistrement. Ainsi, il apparaît que l’événement thermique crétacé moyen n’est pas enregistré au niveau des plutons granodioritiques dit «!supérieurs!» (Autran et al., 1970) tandis qu’au contraire les massifs gneissiques, situés structuralement au-dessous des massifs granitiques, enregistrent sans équivoque cet événement mais par contre semblent «!aveugles!» à l’événement compressif s.s. qui affectent les plutons granodioritiques. Apparemment, les modélisations de l’histoire thermique des différents échantillons ne mettent pas évidence l’ensemble des phases thermiques qui se succèdent. La position dans la croûte (niveau structural) de ces échantillons lors du déclenchement d’un événement thermique est primordiale pour savoir si celui-ci va être oui ou non enregistré.

Remarques méthodologiques

-207-Toutefois, le découpage du socle par la tectonique néogène nous a permis d’accéder à plusieurs niveaux structuraux et ainsi d’obtenir une vision générale de l’histoire thermique à l’échelle des Pyrénées-Orientales.

Méthode traces de fission!:

Lors de ce travail, l’utilisation de la méthode des traces de fission sur apatite nous a permis de souligner la nécessité d’utiliser les deux approches que sont les profils altitudinaux (Gleadow et Fitzgeral, 1987!; Fitzgerald et al., 1995) et les modélisations thermiques d’échantillons individuels (Gallagher, 1995). Les résultats peuvent être complémentaires comme dans le cas du massif du Canigou où les deux approches nous indiquent la même histoire de refroidissement. Mais parfois, les résultats fournis par celles-ci ne sont pas forcément en adéquation comme c’est le cas pour les échantillons du granite de Mont-Louis où le problème de la non verticalité du profil et d’effets thermiques latéraux peut être soulevé (Stüwe et al., 1994). L’addition des données obtenues par d’autres thermochronomètres s’avère essentielle pour restituer le plus précisément possible l’histoire de refroidissement. Quand aucune des deux approches n’est possible, comme c’est le cas pour le massif de Saint-Laurent où le dénivelé est trop faible pour réaliser un profil altitudinal et où la faible concentration en uranium combiné avec l’âge jeune fait qu’il est difficile de mesurer un