La Zone Mylonitique de Puyvalador à la bordure sud du granite de Quérigut!:

a) Présentation!:

La troisième zone de cisaillement étudiée sur la faille de Mérens est la plus orientale. Elle vient prendre en écharpe la bordure sud du granite tardi-hercynien de Quérigut ainsi que son auréole de contact (fig. V.16) (Saillant, 1982). Deux échantillons de granodiorite non déformée ont été prélevés, le premier au centre du massif et le second au sud du massif proche de la zone de cisaillement. Une ultramylonite (échantillon QUE4) provenant de la zone mylonitique de Rieutord (Saillant, 1982) a aussi été échantillonnée sur les pentes de la station de ski de Puyvalador. Nous avons observé des critères de cisaillement en faille inverse dextre vers le sud (fig. V.18), similaires à ceux décrits par Saillant (1982).

V. Datation Zones Mylonitiques

-170-b) Résultats et interprétations!: i) Echantillon QUE1!:

Une amphibole et une biotite ont été extraites d’un échantillon de granodiorite non déformée (QUE 1) situé au coeur du massif sur la D25 un kilomètre à l’ouest de la station de ski de Mijanès-Latrabe. Le dégazage progressif d’une amphibole de l’échantillon QUE1 a donné un spectre scindé globalement en deux parties (fig. V.17a). La première montre des âges entre 215 Ma et 255 Ma associés aux rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar les plus faibles tandis que la deuxième affiche un plateau à 303,4 ± 3,1 Ma pour 88% de l’39

Ar total dégazé associé à des rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar élevés. Les âges relativement jeunes des premières fractions de dégazage résultent probablement de la contamination par des inclusions de phyllosilicates (Wartho, 1995) au sein du réseau des amphiboles. Celles-ci sont certainement des biotites où la plus forte teneur en potassium conduit aux faibles rapports Ca/K et Cl/K. L’âge plateau de 303,4 ± 3,1 Ma résulte strictement du dégazage de l’argon à partir du réseau de l’amphibole (rapport Ca/K entre 6 et 8).

La biotite de ce même échantillon a donné un spectre discordant montrant une décroissance régulière des âges (fig. V.17b). Ainsi après les premières fractions de dégazage montrant des âges fortement en excès, les âges diminuent régulièrement depuis environ 310 Ma jusqu’à un minimum à 283,4 ± 1,3 Ma. Un âge intégré de 287,4 ± 2,6 Ma pour les 56 derniers pour cent d’39

Ar dégazé a pu être déterminé. Ces âges 40

Ar/39

Ar déterminés sur une hornblende (303,4 ± 3,1 Ma) et sur une biotite (287,4 ± 2,6 Ma) de l’échantillon non déformé QUE1 prélevé au coeur du pluton granodioritique de Quérigut sont interprétés comme des âges de refroidissement postérieurs à la mise en place du magma daté à 307 ± 2 Ma (Roberts et al., 2000). Ils sont en parfait accord avec les âges déterminés sur les hornblendes des granites de Mont-Louis (299,8 ± 2,9 Ma) et de Saint-Laurent (303,3 ± 2,3 Ma) et ceux déterminés sur les biotites des mêmes granites (292,6 ± 2,8 Ma pour Mont-Louis et 286,1 ± 2,2 Ma pour Saint-Laurent). Ils traduisent respectivement la traversée des isothermes 550 ± 50° C et 325 ± 25° C.

ii) Echantillon QUE2!:

Vingt fusions ponctuelles ont été réalisées sur une biotite (fig. V.17d) provenant d’un échantillon de granodiorite situé à la bordure sud du massif granitique sur la D32 à deux kilomètres au nord du barrage de Puyvalador (échantillon QUE 2). Les âges se répartissent entre 202,5 ± 2 Ma au coeur du cristal et 105,4 ± 1,7 Ma à la bordure (fig. V.19). On constate une zonation coeur-bordure très régulière qui ne semble pas être liée à une évolution systématique des rapports 37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar.

Dans cet échantillon, aucun âge hercynien n’est préservé par opposition aux biotites de l’échantillon QUE1. L’absence de lien entre la diminution des âges et l’évolution des rapports

37

Ar/39

Ar et 38

Ar/39

Ar ainsi que l’absence de phénomènes de recristallisation observables en microscopie optique laissent à faire penser que la zonation coeur-bordure des âges apparents est le résultat d’une perte partielle d’argon radiogénique liée à un phénomène de diffusion volumique relatif à un événement purement thermique postérieur à 105,4 ± 1,7 Ma (âge le

V. Datation Zones Mylonitiques

-172-plus jeune obtenu à la bordure de la biotite de QUE 2). Les échantillons QUE1 et QUE2 présentent donc un comportement isotopique très différent. Le réchauffement, évoqué précédemment comme responsable de la perturbation du système K-Ar des micas des faciès non déformés de l’Aston et de Soulcem mais également du Canigou (cf. chapitre III), est localisé à la proximité de la zone de cisaillement de Mérens immédiatement au sud. Ce réchauffement ne présente pas le caractère généralisé mis en évidence au niveau du socle gneissique (Aston, Canigou et dans une moindre mesure Hospitalet).

iii) Echantillon QUE4!:

L’échantillon d’ultra-mylonite QUE4 est composé d’un litage de lits micacés à biotite (contrairement aux échantillons mylonitiques SOU1 et AS7 étudiés précédemment où les zones ultra-déformées sont soulignées par du mica blanc plus ou moins phengitique) et de lits quartzeux (fig. V.17 a, b, c). Des clastes d’albite sont également présents. La très faible taille des minéraux n’a pas permis une analyse précise de leur composition chimique à la sonde électronique (sauf pour l’albite). Trente huit fusions ponctuelles donnent des âges 40

Ar/39

Ar apparents (biotite + quartz ± albite) répartis entre 70,6 ± 0,5 Ma et 107,1 ± 1,4 Ma sans qu’un véritable maximum ne soit identifiable (fig. V.20). Toutefois, on peut remarquer une croissance régulière de la fréquence des âges de 70 Ma à 95-100 Ma et une chute brutale de 100 à 110 Ma. Les âges les plus vieux se corrèlent avec les rapports 38

Ar/39

Ar les plus élevés. Ces âges dispersés entre 70 à 107 Ma pourraient être l’expression d’un événement mylonitique crétacé moyen comme pour les zones de cisaillement affectant le massif du Saint-Barthélémy et le granite de Millas (Costa et Maluski, 1988!; Monié et al., 1994). Cependant la cinématique en décro-chevauchement dextre de la zone de cisaillement est difficilement compatible avec le contexte géodynamique transtensif sénestre Nord-Pyrénéen du Crétacé moyen (Choukroune et Mattauer, 1978!; Olivet, 1996). Le fait que la diminution des âges soit liée à la diminution des rapports 38Ar/39Ar semble plutôt explicable par un phénomène de recristallisation statique qui enrichisse en chlore le réseau cristallin de biotite pré-existante. Cette recristallisation statique pourrait traduire les effets d’un simple réchauffement par des fluides qui circulent dans des zones de cisaillement pré-existantes (Etheridge et al., 1983!; Reynolds et Lister, 1987). Dans les parties «!hautes!» de l’édifice hercynien (granitoïdes mis en place au-dessus des gneiss), l’influence de cet événement serait localisée à proximité des zones de cisaillement (Brady, 1988) plus perméables qui chenalisent les circulations de fluides (Beach et Fyfe, 1972) de moins en moins chloré au cours du temps. Les effets d’un tel réchauffement sur des micas de très petite dimension, de l’ordre du µm, tendent à induire une remise à zéro totale du chronomètre argon sur biotite (cf. Effet de la dimension de diffusion effective a sur la température de fermeture Tc dans chapitre II). Les conditions thermiques nécessaires à la perte d’argon radiogénique semblent s’établir vers 95-100 Ma (les trois âges supérieurs à 100 Ma sont certainement contaminés par une faible composante héritée) lors de l’épisode transtensif Crétacé moyen bien connu dans les Pyrénées qui perdure jusqu’à au moins 70,6 ± 0,5 Ma (âge le plus jeune obtenu sur QUE4).

Aucun âge de 57-58 Ma mis en évidence sur les autres zones de la faille de Mérens (Soulcem et Laparan) n’est obtenu sur les faciès de Quérigut. L’événement compressif

Paléocène supérieur ne semble pas représenté ici. On ne peut toutefois totalement exclure l’hypothèse de cristallisations syn-cinématiques à 100-110 Ma suivies par une réouverture partielle à la fin du Crétacé qui permet l’expulsion du chlore du réseau des biotites. Les zones mylonitiques strictement alpines que l’on a mis en évidence précédemment semblent fonctionner dans des conditions plus froides, de stabilité du mica blanc (± phengitique). La zone mylonitique de Rieutord-Puyvalador serait donc d’âge hercynien, comme précédemment suggéré par Saillant (1982), sans rejeu notable à l’alpin si ce n’est une importante phase thermique statique au Crétacé moyen certainement en relation avec des circulations fluides dans les zones plus perméables que constituent les zones mylonitiques.

2.5 Conclusion !:

L’ensemble des âges intermédiaires entre l’hercynien et l’alpin s.l. obtenus sur les différents faciès non déformés nous permet d’établir l’existence d’un régime de haute température capable d’affecter le système K-Ar des micas. Celui-ci est en partie contemporain du métamorphisme HT de la Zone Interne Métamorphique. Comme cela était déjà suggéré par McCaig et Miller (1986), ce régime pourrait persister durant le Crétacé supérieur. En effet, dans les parties les plus profondes de la chaîne comme les massifs gneissiques de l’Aston (ci-dessus), du Canigou (Albarède et al., 1978!; chapitre III), des Albères (chapitre IV) des âges plus récents que le Crétacé moyen sont mis en évidence. Ils traduisent la persistance d’un régime thermique élevé durant toute cette période avant le réajustement des isothermes.

Dans des niveaux structuraux supérieurs, des circulations fluides vont s’installer au travers de zones de cisaillement préexistantes (probablement hercyniennes) qui constitue des chenaux de transport préférentiel. Ces circulations pourraient expliquer les âges Crétacé moyen obtenus par la méthode 40

Ar/39

Ar sur ces zones ou à proximité (Costa et Maluski, 1988!; Monié et al., 1994!; Nicolas, 1998) alors que le système U-Pb des zircons et monazites n’est pas perturbé (Delaperrière et al., 1994). Ensuite, la compression pyrénéenne conduit à l’individualisation de zones de cisaillement à micas blancs phengitiques en faille inverse, globalement dextre, vers le sud à 57-58 Ma. Cette déformation compressive se concentre sur des zones peu épaisses, si bien que l’amplitude des mouvements qu’elle engendre est certainement «!peu!» importante comme tendent à le montrer les modélisations de l’histoire du refroidissement des massifs de l’Aston et de l’Hospitalet. La déformation passe ensuite dans le domaine cassant (Laumonier et Baetens, 1986!; Soliva et al., 1992). Ces âges de fonctionnement sont en bon accord avec les informations précédemment obtenues sur le granite de Mont-Louis où l’on a pu noter une nette accélération du refroidissement à environ 60 Ma (cf. chapitre III). Ces âges marquent le début de la phase orogénique pyrénéenne, et la mise en place des premiers reliefs dans la ZA, au Paléocène.

V. Datation Zones Mylonitiques