Contribution au problème de la formation des dômes de la ...

Résumé

La Montagne noire se situe dans leszones externes méridionales de la chaînehercynienne française. L’orogenèse hercy-nienne méridionale franco-espagnole peutêtre interprétée comme le poinçonnementde différents blocs continentaux qui enconstituent les actuelles zones internes, parun promontoire du Gondwana, le cratoncatalan. La Montagne noire se situe sur lamarge nord de ce promontoire, non pointdans la partie frontale de cette collisionmais sur une partie latérale ayant joué toutau long de l’orogenèse en transpression(après avoir joué en extension lors de l’ou-verture cambro-ordovicienne de l’océancentralien entre le Gondwana et les micro-continents dont l’accrétion constitue lesactuelles zones internes). Cette régionpermet ainsi d’analyser l’évolution de la

croûte continentale de la plaque inférieu-re depuis le stade de collision jusqu’auxréajustements tardifs.

Dans son aspect le plus immédiat, laZone axiale de la Montagne noire appa-raît comme un chapelet de dômes com-plexes de terrains profonds, localisésdans des parties relativement externes del’orogène hercynien. La genèse de telsdômes est actuellement très controversée.Aussi la première partie, à valeurd’exemple et de méthodologie, s’attache-t-elle à analyser les plissements superposésdans leur enveloppe métasédimentaire surune transversale de la partie est du dômede l’Agout. Huit phases successives, quel’on peut regrouper en trois évènementsmajeurs, peuvent être identifiées ; leursvariations de styles et leurs effets sontanalysés permettant ainsi la reconstitu-tion paléotectonique de la formation des

dômes, qui apparaît ainsi due à une com-pression tardive reprenant des structuressynschisteuses et synmétamorphes anté-rieures.

Dans la seconde partie, l’extensionde ces différentes phases à l’ensemble dela Zone axiale et le calage chronologiquede la mise en place des nappes, des évé-nements métamorphiques et magma-tiques et de la tectonique d’extension,conduit à reconstituer l’évolution poly-phasée de la Montagne noire :

- un premier ensemble de phases pré-coces en plis couchés synmétamorphes àvergence nord, crée de grandes nappes ànoyaux d’orthogneiss encapuchonnésdans des plis couchés de paragneiss (P1aet b) et replisse ces nappes en plis dis-symétriques, toujours à vergence nord,synschisteux à flanc long régulier peu

3GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 1998

Contribution au problème de la formationdes dômes de la Zone axialede la Montagne noire :analyse géométrique des plissements superposésdans les séries métasédimentairesde l’enveloppe. Implicationspour tout modèle géodynamique* Michel DEMANGE (1)

Contribution to the problem of dome formationin the Axial Zone of the Montagne Noire:geometric analysis of superposed folds in the metasedimentary outer cover.Implications for geodynamic models

Géologie de la France, n°4, 1998, pp. 3-56, 27 fig.

Mots-clés : Montagne noire, Microtectonique, Pli superposé, Orogenèse hercynienne, Nappe, Cisaillement, Métamorphisme, Granites.

Key words: Montagne Noire, Microtectonics, Superposed folds, Hercynian orogeny, Nappes, Shear, Metamorphism, Granites.

* Article déposé le 11 décembre 1995, accepté le 20 octobre 1998.(1) Centre d’Informatique Géologique ; Ecole des Mines, 35 rue Saint-Honoré, 77305 Fontainebleau.

L’analyse géométrique doit précéder toute interprétation cinématiqueet a fortiori dynamique

Jean Goguel, Traité de Tectonique

déformé et à flanc court vertical (phaseP2) ; la verticalisation du flanc nord del’anticlinal du Caroux est une structuremajeure de phase P2 ; le métamorphismerégional principal M1 (et un métamor-phisme antérieur M0 connu par de raresreliques de haute à moyenne pression) estcontemporain de ce stade précoce qui setermine par la mise en place de granites(Montalet, Labecède) ; la répartition destypes de métamorphisme (variant demoyenne pression à très basse pression) àtravers la Zone axiale montre que cesstructures sont nées avec un fort plonge-ment sud et peuvent être interprètéescomme résultant du flambage (sans douteen transpression) de la croûte continentalegondwanienne (craton catalan) lors de lacollision hercynienne précoce ; l’âge decette tectonique précoce est probablementcarbonifère inférieur ;

- puis la couverture sédimentaire decette marge du Gondwana se plisse enrégime généralement épizonal, se décolleet forme les unités allochtones occitanesqui viennent se mettre en place de façonsynsédimentaire dans le bassin d’avantpays d’âge viséen supérieur à namurien aufront de l’orogène ; la mise en place desnappes est postérieure à la phase P2, aumétamorphisme régional principal M0-1et aux granites précoces ; des plis P3 àvergence sud, dans l’enveloppe des dômesde la Zone axiale, d’importance mineure,apparaissent comme des plis d’entraîne-ment liés à cette mise en place ;

- l’évolution ultérieure se situe tou-jours dans la logique du poinçonnementdes zones internes par le craton catalan,mais le blocage progressif du systèmeamène une rotation des contraintes etconduit à des déformations moinsintenses ; la phase P4 qui crée un couloirverticalisé large de 10 à 15 km au sud dumassif de l’Agout et dans la partie norddu massif de Nore : la partie centrale etnord du massif de l’Agout remonte ainsid’environ 8 km ; puis de trois phases P5à P7 en plis droits (respectivement dedirections N70-80, N130-140 et N10-20 /160-170), interférent dans les zonesdemeurées peu pentées après la phaseP4, pour créer des structures en dômes etbassins. Le métamorphisme M2 de bassepression, d’intensité et d’extensionlimitées culmine au cours de la formationdu dôme de l’Agout ou peu après. Cesstructures en dômes sont scellées par les

granites tardifs mis en place à desniveaux plus ou moins profonds de lacroûte. Les datations isotopiques réa-lisées situent l’achèvement de ces struc-tures au Westphalien. La tectoniqued’extension, (synchrone à) postérieure àla formation des dômes, n’a qu’uneimportance mineure. A grande échelle,ces dômes apparaissent comme des struc-tures en échelons dans le système trans-current entre le craton catalan et lesunités internes.

L’évolution tectonique se termine parde grands cisaillements dextres cassantslocalisés à la périphérie de la Zone axialeet qui témoignent de l’ultime blocage dusystème transpressif.

Abridged English abstract

The Montagne Noire is located in thesouthern external zone of the FrenchVariscan belt. This belt is commonlyinterpreted as being due to thedeformation of several continentalblocks, which constitute the presentinternal zone, by collision with apromontory of Gondwana -the Catalancraton. The Montagne Noire lies not atthe frontal part of the collision zone butin a lateral transpressional positionalong the northern margin of this craton.It thus offers the opportunity of studyingthe evolution of the continental crust ofthe lower plate from collision through tolate adjustments.

The Axial Zone of the MontagneNoire is a well documented example ofcomplex gneiss domes surrounded bylow- to medium-grade metamorphicformations (Fig. 1). The origin of suchgneiss domes is currently the subject ofmuch debate: do they result from theinterference of several compressionalphases or are they due to extensionaltectonics.

Thus, as an example of methodology,the first part of this paper presents a geo-metric analysis of the superposed folds inthe metasedimentary outer cover of thedomes.

The method consists in analysing thevarious families of folds encountered inany individual outcrop: each phase ischaracterized by style and structural ele-ments (represented by Schmidt diagrams)and the relative chronology of the phases isdiscussed. The comparison of several out-

crops enables the step by step identificationof individual fold phases throughout theentire domain and the definition of struc-turally homogeneous areas separated bymajor structures. Each structure ofcartographic importance is discussed inrelation to the minor structures: e.g.which fold phase is responsible for themajor structure?; in what way are the pre-vious structures deformed?; obviously thelater structures must be unaffected. Thismethod can be illustrated by the study ofthe cross section of the eastern part of theAgout dome and the detailed description ofcharacteristic outcrops (Figs. 5-10). Eightfold phases (Fig. 3), assigned to threemajor tectonic events, are identified; vari-ations in the pattern of the folds of eachphase throughout the domain relative tothe major structure (Fig. 11) are discussed,as is their contribution to the formation ofthese structures. The first part concludeswith a paleotectonic reconstruction of thedome formation (Fig. 13), i.e. late com-pression (probably transpression) rework-ing earlier synfoliate and synmetamorphicstructures.

The second part extends the results ofthe first part to the entire Axial Zone. Therelative chronology of shearing tectonics,nappe emplacement, metamorphic recrys-tallization, intrusion of magmatic rocksand extensional tectonics is discussed inrelation to the fold tectonics and leads to areconstruction of the polyphase orogenicevolution of the Axial Zone.

1- The earliest phases are marked bypolyphase synmetamorphic northward-verging recumbent folds. Phases P1a andP1b formed isoclinal synfoliate recumbentfolds; they produced large pennic-stylerecumbent folds with an orthogneissic coreinterpreted as a basement complex sepa-rated by symmetrical synclines composedof paragneissic series interpreted as cover.The frontal hinge of these structures ismarked by recumbent folds, which arerevealed by careful mapping of themetasedimentary series.

Phase P2 formed northward-vergingasymmetric folds with a sub-horizontallonger limb and a sub-vertical stronglydeformed short limb that shows variablydeveloped penetrative foliation. P2 re-folded the earlier nappes and producedmajor structures such as the verticalizednorthern limbs of the Cabardès dome andCaroux anticline, and the Mauroul -

ÉVOLUTION TECTONIQUE DE LA MONTAGNE NOIRE

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 19984

Planacan anticline / col de Fontfroidesyncline (Fig. 12).

Intense regional metamorphism M1(and an earlier high- to medium-pressuremetamorphic stage M0) was contempora-neous with these early fold phases andculminated during P2. Early granites arecontemporaneous with (Montalet gran-ite) or post-date (Labecede granite)phase P2. The various types of M1 meta-morphism, ranging from medium toextremely low pressure, and their distrib-ution throughout the Axial Zone indicatethat the original axial plane of P1 and P2structures plunged steeply southward:such major recumbent folds appear to bedue to buckling (probably transpression-al) of the lower continental crust duringVariscan collision. These early events areprobably Early Carboniferous in age.

2- The sedimentary Paleozoic coverof the Catalan craton was then foldedunder generally epizonal conditions andthrust over the Axial Zone. Thrusting ofthese Occitan nappes post-dates the earlygranites and M1 metamorphism; thenappe bases cut across the earliermetamorphic, magmatic and tectonicstructures, and tectonic slices of highermetamorphic grade were pulled out of theAxial Zone and thrust along the base ofthe larger nappes above lower-gradeareas. The P3 fold phase is only observedin the southern part of the Axial Zone,directly beneath the Occitan nappes; thisevent formed southward-verging foldsthat may be related to the emplacement ofthese nappes. The nappes were emplacedin the Visean-Namurian foreland basinduring sedimentation.

3- Later phases of Namurian toWestphalian age were responsible forpolyphase deformation of the Occitannappes and the Axial Zone, resulting inthe formation of the actual domes(Fig. 13). Phase P4 formed knee-likefolds with a northward-dipping strain-slip or fracture axial-plane foliation. Itcaused a verticalized corridor in thesouthern part of the Agout massif andnorthern part of the Nore massif, with thenorthern and central parts of the Agoutmassif being uplifted by about 8 km. P5 toP7 folds are fairly open, upright folds(respective directions N70-80, N130-140and N10-20/160-170). The basin anddome structures in the core of the AxialZone are due to interference of these

phases. The major dome structures in theAxial Zone appear to be compressionalstructures due to the same collisionbetween the Catalan craton and theinternal zone. However, the progressivejamming of this compressional systemcaused less-intense deformation andstress rotation. The domes in the AxialZone generally appear as en echelonstructures in the transcurrent shear zonebetween the Catalan craton and theinternal units. M2 metamorphismdeveloped during this late phase, but wasgenerally not strong enough to re-equilibrate the M1 parageneses in themedium-grade domain. Some granitespost-date the dome formation; theseinclude the deep-seated Laouzas granitewith migmatitic features due toincomplete assimilation of the host rock,and many intrusions emplaced higher inthe crust as small batholiths and stocks.Extensional tectonics only played aminor role.

The most recent tectonic eventsformed major dextral wrench faults sur-rounding the Axial Zone: the transpres-sional system due to collision is nowalmost jammed.

I - Une méthode d’analysestructurale appliquée

aux dômes apparemmentsimples de la Zone axiale

de la Montagne noire

Les dômes de la Zone axiale :une apparente simplicité

La Zone axiale de la Montagne noire(fig. 1) est généralement décrite commeformée de dômes de gneiss et de migma-tites apparemment simples, ceinturés demicaschistes épi- et mésozonaux : le dômede l’Agout-Nore, divisé par la faille tardivede Mazamet et le dôme du Cabardès à l’ex-trême sud-ouest (Bergeron, 1989 ; Thoral,1935 ; Gèze, 1949).

La plupart des géologues ayant carto-graphié la Zone axiale (Ellenberger,1967 ; Arthaud, 1970 ; Demange, 1975,1982 ; Bogdanoff et al., 1984) admettentque ces dômes sont dus à une tectoniquecompressive, la forme même du dômerésultant d’interférences de plissement

plus ou moins complexes. Toutefois uneorigine diapirique a été également pro-posée (Schuilling, 1964 ; Den Tex, 1975).Différentes variantes de ce modèle (diapir,tectonique d’extension, core complex)faisant une part plus ou moins grande à la« surrection anatectique », à la tectoniquede décrochement ou d’extension régionale,ont été reprises plus récemment sur labase d’interprétations dynamiques(Thompson, 1985 ; Faure et Cotterreau1988 ; Lee 1988 ; Echtler et Malavielle1989-1990 ; Van Den Driessche et Brun1989-1991-1992 ; Brun et Van DenDriessche 1994).

La simplicité de ces dômes n’estqu’apparente et vient de ce que beaucoupd’auteurs s’en tiennent à une carte réduite àune structure métamorphique schématiqueet ne semblent connaître que la partie sud-est du massif de l’Agout : cette région esten effet d’un accès plus facile et affleurebien. Si le reste de la Zone axiale affleuraitde façon aussi spectaculaire que le Caroux,l’image serait toute autre.

La cartographie menée depuis bientôt25 ans sur l’ensemble de la Zone axiale àl’échelle de 1/10 000, appuyée sur desétudes structurales, pétrologiques et géo-chimiques, synthétisée par les cartes géolo-giques à 1/50 000, montre que l’on ne peutpas s’en tenir à l’image simpliste d’undôme de gneiss.

D’ailleurs, même dans la retombéesud et sud-est du dôme de l’Agout, l’exa-men du moindre affleurement montre desplis superposés souvent complexes quisuggèrent que la simplicité de ce secteurn’est qu’illusoire.

Toute interprétation dynamique de laformation de ces dômes doit être précédéed’une analyse géométrique rigoureuse etdétaillée. Le propos de cet article est d’ana-lyser la géométrie des plissements super-posés dans l’enveloppe métasédimentairedu dôme de l’Agout-Nore, depuis l’affleu-rement jusqu’à l’échelle de la carte ; nousprésenterons avec un certain détail le trans-sect de la partie est du massif de l’Agoutpuis en tirerons une synthèse régionalepermettant de décrire l’évolution de laMontagne noire, en nous appuyant égale-ment sur les données métamorphiques,magmatiques et géochronologiques.

Beaucoup des données utilisées iciont déjà été présentées dans des publica-





Fig.

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tions concernant des aspects plus locauxde la Zone axiale : Alabouvette etDemange, 1993 ; Berger et al., 1993 ;Demange, 1975, 1979, 1981, 1982,1994 b ; Demange, Issard, Perrin, 1986 ;Demange et Jamet, 1986 ; Demange etHerrera-Urbina, 1989 ; Issard, 1984 ;Léger, 1981 ; Herrera-Urbina, 1987.Certains affleurements sont figurés parBogdanoff et al., 1984.

Une méthode d’analyse,de l’échelle des affleurements

à celle de la carte

La méthode employée consiste à ana-lyser sur chaque affleurement les diffé-rents éléments structuraux, plis,schistosités, foliations, plans de cisaille-ment et de mylonitisation, linéations,axes de plis..., caractériser ces élémentsstructuraux (au besoin à l’aide de lamesminces), en style et éléments géomé-triques (traduits sur diagramme deSchmidt) et établir les relations chronolo-giques entre ces éléments. Nousemployons ici le terme de phase tecto-nique dans un sens purement géomé-trique : nous parlerons de phasesséparées lorsque l’on observe une structu-re plus ancienne reprise par une structureplus jeune ; la discussion cinématique etdynamique ne peut intervenir qu’une foisidentifiés les types de déformation à cha-cun de ces « stades » grâce à la caractéri-sation des ellipsoïdes de déformation et àl’observation des critères macrosco-piques et microscopiques de ces types dedéformation. Ce n’est qu’après ce travailque pourrait intervenir le regroupementde nos phases tectoniques en phases dedéformation.

En Montagne noire, les structuressont souvent coaxiales et les linéationssont parallèles aux axes des plis de mêmephase. Aussi les éléments les pluscaractéristiques sont-ils les schistosités etplans axiaux. D’ailleurs, comme la dis-persion des linéations lors de tectoniquessuperposées est plus complexe que celledes plans axiaux, le raisonnement sur lesplans axiaux est plus facile.

L’emploi des linéations est délicat.Souvent en Montagne noire, deux ou troislinéations s’observent simultanément surune même surface. Cela ôte toute signifi-cation à la notion de « linéation régiona-le ». Ainsi dans la partie moyenne des

«schistes x », observe-t-on sur une mêmesurface une linéation d’intersection pré-coce, une linéation marquée par les bio-tites (qui est en fait une intersectionultérieure) et une linéation de crénulationqui déforme ces biotites donnant à laroche un aspect très remarquable(« zébrures de type Margal », Bogdanoffet al., 1984 ; « schistes à écriture » Léger,1981, Demange et al., 1986), sans comp-ter la crénulation ou les kinks N-S tardifs.Une linéation n’a de sens que si l’on saità quelle surface et à quelle phase elle serapporte. L’utilisation d’une linéationdans une reconstitution dynamique sup-pose de plus que l’on sache si elle corres-pond ou non à une direction d’étirement ;rappelons d’ailleurs que la seule donnéed’une linéation d’étirement n’est pas suf-fisante pour reconstituer l’ellipsoïde desdéformations.

Ne considérer que les seules linéationspeut conduire à des erreurs considérables :erreurs de chronologie en identifiant deslinéations qui ne sont pas contemporaineset interprétations dynamiques (en termesde cisaillement, décrochement, mouve-ment de nappes) pour le moins préma-turées. Les stries sur les placages desillimanite formés par des lessivages d’al-calins le long de fractures (Bogdanoff,1969 ; Beaud, 1981), les stries à quartzblanc ou à chlorite rétromorphique, ouencore les linéations observées dans le gra-nite du Montalet ne peuvent être placéessur le même plan que des linéationssynmétamorphes précoces, même si celles-ci ont les mêmes directions que celles-là.

En Montagne noire, les linéationsd’étirement ne peuvent être clairementdéfinies que dans les matériaux suffisam-ment hétérogènes : orthogneiss œillés ettufs d’origine volcano-sédimentaire (fais-ceaux b et j du groupe de Saint-Pons-Cabardès, dont la stratigraphie seradétaillée plus loin). Les linéations d’étire-ment sont pratiquement partout parallèlesaux linéations d’intersection et aux axes deplis précoces (en général plis P1b) : il estdonc prématuré d’interpréter a priori ceslinéations comme marqueurs du sens dedéplacement.

Dans le cas de plis semblables, ce quiest le cas de la plupart des plis de la Zoneaxiale, les différentes surfaces dessinantles plis se déduisent les unes des autrespar une translation, définie par un vecteurcaractéristique, appelé vecteur glisse-ment. Les simples propriétés géomé-

triques des plis semblables permettent deconstruire ce vecteur glissement lorsqu’ilexiste une linéation antérieure (Ramsay,1967). En effet, les linéations antérieuressont dispersées selon un grand cercle quia la propriété de contenir le vecteur glis-sement. Comme le vecteur glissement estégalement contenu dans le plan de schis-tosité, ce vecteur glissement se construitpar l’intersection du grand cercle de dis-persion de ces linéations antérieures et duplan de schistosité (fig. 2). Ce vecteurglissement construit est systématique-ment très différent des linéations contem-poraines de ces plis et en particulier de lalinéation d’étirement. On ne peut doncutiliser cette linéation d’étirement commemarqueur de la direction de translation.Un tel étirement très oblique sur la direc-tion de translation, est caractéristiqued’une déformation par aplatissement, cequi est bien cohérent avec l’analyse de ladéformation faite par Debat (1974). EnMontagne noire, les linéations sont doncessentiellement des linéations b.

Il est clair qu’il ne faut pas raisonnersur les seules linéations, mais aussi avecles rapports entre ces linéations et lesautres éléments structuraux et en particu-lier les plis.

L’interprétation des éléments structu-raux dans les orthogneiss homogènesd’origine granitique est très délicate. Engénéral, on observe dans les orthogneissune unique foliation, que l’on serait tentéde prendre comme unique foliation régio-nale. Mais quelques affleurements mon-trent que cette foliation est composite etrésulte de la superposition de plusieursdéformations : par exemple, à l’entrée desgorges d’Héric s’observe un filon de gra-nite précoce qui recoupe la foliationmajeure des orthogneiss mais qui est lui-même affecté par une foliation parallèle àcelle des orthogneiss. Dans l’axe mêmede l’anticlinal du Caroux-Somail (affleu-rements de la région du saut de Vésole oudu bois de la Blanque), la foliationmajeure est reprise par des plis isoclinauxavec une transposition telle que la folia-tion « primaire » peut être effacée.L’étude pétrographique des orthogneissmontre que la foliation des orthogneissrésulte de plusieurs stades de blastomylo-nitisation suivis de recristallisation. Lafacilité avec laquelle les orthogneissrecristallisent et l’absence de toute surfa-ce de référence rendent très délicatsl’identification de ces différentes folia-



tions et leur attribution aux phases misesen évidence dans les formations métasé-dimentaires. Il est peu probable quel’unique foliation observée en généraldans les orthogneiss, soit partout syn-chrone et puisse être attribuée à un seulet même évènement tectonique.

Les roches d’origine sédimentaire aucontraire offrent une surface de référenceabsolue : la stratification. Les séries affleu-rant en Montagne noire sont suffisammentdifférenciées pour que la stratificationpuisse être définie sans ambiguïté : alter-nances centimétriques au moins, deniveaux d’origine pélitique et de niveauxgréseux, présence de bancs de gneiss-à-silicates-calciques, de marbres... Certainesstructures sédimentaires, comme les gra-noclassements, demeurent parfois pré-servées jusque dans la zone du grenat aumoins ; il est alors possible de connaître lapolarité de la série, donc le sens de déver-sement des structures et non simplementleur vergence.

Une telle analyse est menée sur chaqueaffleurement et les phases tectoniquesmises en évidence sont identifiées deproche en proche. On arrive ainsi à définirdes domaines homogènes du point de vuemicrotectonique, les différents domainesétant séparés par des structures majeures.Chaque pli dessiné sur la carte ou sur unecoupe doit se discuter en fonction desobservations microtectoniques. Quellephase microtectonique est responsable dela structure cartographique ? Les « petits »plis de cette phase présentent ils bien lesmêmes éléments structuraux et des ver-gences opposées de part et d’autre deszones de charnière ? Comment sontdéformées les structures antérieures ? Lesstructures attribuées aux phases ultérieuresdemeurent elles bien identiques de part etd’autre de cette structure cartographique ?Cartographie et étude structurale doiventêtre menées simultanément, l’une éclairantl’autre.

La cartographie a été menée pour l’en-semble de la Zone axiale et de ses abords à1/10 000. Ces formations métamorphiqueset fréquemment migmatitiques nécessitentdes méthodes adaptées. La cartographie estmenée en terme de lithofaciès, en essayantdans la mesure du possible de s’affranchirdes recristallisations métamorphiques ;cela consiste à traiter les différents facièsnon en termes de roches métamorphiquesmais en termes de roches « ordinaires » qui



Fig. 2.- Construction du vecteur glissement d’un pli semblable par le grand cercle de dispersion d’unelinéation antérieure.a.- Dispersion d’une linéation d’intersection L1a par un pli couché P2 - affleurement de la voie romaine- col de Madale.b.- Dispersion de la linéation L1a par un pli isoclinal P1b - marbres et gneiss à silicates-calciques -affleurement de la forêt des Ecrivains Combattants.

Fig. 2.- Construction of the slip vector of a similar fold using the the great circle dispersion of an earlierlineation.a.- Dispersion of an L1a intersection lineation by a P2 recumbent fold - Roman road - col de Madale outcrop.b.- Dispersion of the L1a lineation by a P1b isoclinal fold - marble and calc-silicate gneiss- EcrivainsCombattants forest outcrop.

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ont été métamorphisées, en s’attachant àrechercher le protolite à travers le voileplus ou moins opaque du métamorphisme.Cette identification repose sur les différentscaractères préservés : caractères structu-raux et texturaux bien sûr, et surtout géo-chimie. Celle-ci permet de caractériser lesformations, de les interpréter et aussi de lescorréler entre domaines séparés : c’est ainsique l’on peut identifier le groupe de Saint-Pons − Cabardès qui forme l’enveloppe dela Zone axiale et celui de la Salvetat quiaffleure en son centre ; c’est ainsi égale-ment que l’on peut exclure que le groupede Saint-Pons − Cabardès soit l’équivalentde la formation de Marcory d’âge cam-brien inférieur du domaine occitan... Demême le travail dans les migmatites, si lar-gement et irrégulièrement développéesdans le massif de l’Agout, s’attache à voirdes roches « ordinaires » qui ont été mig-matisées et à identifier le protolite à traversle granite grâce aux enclaves et au suivi deniveaux remarquables (marbres, gneiss-à-silicates-calciques, amphibolites, kinzi-gites...) préservés dans la migmatisation.Cela permet de s’affranchir, au moins dansun premier temps, du débat sur l’origine decette migmatisation. Dans un secondstade, les différents lithofaciès sontregroupés en formations, qui s’organisenten lithoséquences dont nous connaissonsla polarité grâce aux structures sédimen-taires préservées.

Une telle cartographie permet d’éta-blir objectivement la mégastructure de laZone axiale. Soulignons deux résultatsmajeurs :

- il est exclu que les orthogneiss dugroupe du Somail recoupent les différentstermes des groupes (essentiellement)métasédimentaires de La Salvetat - Saint-Pons − Cabardès : leurs contacts sontconcordants sur la lithostratigraphie deceux-ci, y compris dans le domaine com-plexe du centre du massif de l’Agout ;

- les séries métasédimentaires de l’en-veloppe (groupe de Saint-Pons −Cabardès) peuvent être identifiées auxséries qui affleurent au centre de la Zoneaxiale (groupe de La Salvetat) sous leslames d’orthogneiss : lithologie et géochi-mie comparable des protolites et mêmeorganisation d’ensemble (voir fig. 16) ; ilapparaît donc une disposition d’ensembleen grandes lames d’orthogneiss séparéespar des bandes symétriques de métasédi-ments et qui s’encapuchonnent vers lenord dans ceux-ci ; cette disposition s’in-

terprète a priori immédiatement comme degrands plis couchés de style pennique ànoyau d’orthogneiss enveloppés par lesséries méta-sédimentaires, dont le déver-sement apparent aux stades précoces sefait vers le nord.

Enfin l’étude structurale et la cartogra-phie sont menées conjointement à l’étudedu métamorphisme : tracé des isogrades etdiscussion des faciès bien sûr, fondés surplusieurs milliers de lames ; mais aussi uneattention particulière est portée au calagerelatif des structures pénétratives par rap-port aux paragenèses caractérisant l’évo-lution du métamorphisme et à l’étude desrapports entre la structure métamor-phique définie par les isogrades et desmégastructures.

II - Analyse géométriqued’une coupe structurale

à travers la partie estdu massif de l’Agout

Structure en grandet lithostratigraphie

de l’enveloppe métasédimentairede la Zone axiale

La Zone axiale est limitée par lecontact anormal majeur des unités alloch-tones occitanes (nappes du versant sud etMonts de Lacaune) dont elle constitue unautochtone relatif (Demange, 1994a). Leplus souvent ces contacts se font par desaccidents tardifs ou du moins ayantrejoué tardivement : failles des monts deLacaune au nord et de Mazamet au sud dumassif de l’Agout, rejeu en décrochementdu contact de base des nappes au sud dumassif de Nore. Ce n’est que dans dessecteurs limités, les Monts de Saint-Gervais et le Sorézois, que l’on peutobserver les rapports entre Zone axiale etunités allochtones : il s’agit d’un contactcisaillant, souvent accompagné de mylo-nites, qui tronque les structures métamor-phiques et tectoniques de chaquedomaine et qui amène des unités plusmétamorphiques sur des domaines relati-vement moins métamorphiques. Dans cesdeux régions, des écailles à matériel detype Zone axiale, ont été entraînées à labase du chevauchement majeur des unitésoccitanes : unités de Cabausse et deMadalèze dans les Monts de Saint-Gervais (Demange et Herrera-Urbina,

1989) et unités des Cammazes, d’Arfonset de La Loubatière en Sorézois(Demange, 1994b).

Les formations anté-tectoniques de laZone axiale comprennent un ensembled’orthogneiss, le groupe du Somail-Noreet leur enveloppe, métasédimentaire pourl’essentiel, qui affleure en deux domainesdisjoints : les groupes de Saint-Pons −Cabardès et du Roc-Suzadou qui formentla couverture des orthogneiss du Somail-Nore dans la partie sud et est de la Zoneaxiale (ensemble autrefois appelé« schistes X ») et le groupe de LaSalvetat, qui en est l’équivalent tant aupoint de vue lithostratigraphique que géo-chimique, dans le centre des dômes del’Agout et de Nore.

La série lithostratigraphique du groupede Saint-Pons − Cabardès établied’abord dans la région de Lamalou(Ellenberger et Santarelli, 1974) et enSaint-Ponais (Demange, 1975) peut êtreétendue à l’ensemble du flanc sud de laZone axiale (Bonnemaison et al., 1980 ;Alabouvette et Demange, 1993) :

- sous-groupe de Saint-Pons (de bas enhaut) :

. faisceau b : formation d’origine schisto-gréseuse inférieure,

. faisceau c : formation volcanique etvolcano-sédimentaire dans laquelle s’in-tercalent des lames d’orthogneiss variés(gneiss de l’Orbiel, lame de gneiss du Murde Cabrières dans le Caroux : niveau c’ surla coupe fig. 4a) dont l’hétérogénéité, lecaractère lité et les compositions chimiquesdémontrent sans ambiguïté leur indépen-dance vis-à-vis des gneiss du Somail (lesgneiss de Murat, qui en sont l’équivalentdans le groupe de La Salvetat sont datés à532 ± 13 Ma, Ducrot et al., 1979),

. faisceaux d et e : formation d’originegréso-pélitique à intercalations carbo-natées et de schistes graphiteux,

. faisceau f : schistes et quartzites clairs« à écritures » ;

- sous-groupe du Cabardès :

. faisceaux g et h : schistes rubanéssombres monotones et grès,

. faisceaux i et j : schistes sombres àpassées de tufs volcaniques plus oumoins remaniés dont l’âge obtenu par laméthode Pb/Pb de Kober sur grain sélec-tionné de zircon serait de 545 ± 15 Ma(Lescuyer et Cocherie, 1992).



Le groupe du Roc Suzadou repose endiscordance cartographique et localementangulaire sur le groupe de Saint-Pons −Cabardès ; il est formé de conglomérats,quartzites et schistes avec des lentilles decalcaires à entroques au sommet. Là où lesommet de la série n’est pas tronqué par lecontact anormal des nappes, des terrainsd’âge Dévonien reposent normalement surle groupe du Roc Suzadou.

A l’échelle de la carte (fig. 1), la Zoneaxiale est formée des domaines suivants,du sud-ouest au nord-est :

- le dôme du Cabardès formé degneiss du Somail et de leur enveloppemétasédimentaire ; les structures peupentées dans le centre du dôme, severticalisent, voire même se renversentsur sa bordure nord ; ce dôme est trèslargement masqué par le recouvrementtertiaire, mais la carte gravimètriquesuggère qu’il s’étend très largement versl’ouest ;

- la synforme (« détroit ») de Lacombeentre le massif de Nore et du Cabardès,où les formations du groupe de Saint-

Pons − Cabardès s’étalent largement,demeurant en général, peu pentées ;l’écaille allochtone de La Loubatière,formée de terrains assimilables au groupede Saint-Pons − Cabardès est préservéedans une structure de direction 140 aucœur de cette synforme ;

- le massif de Nore en forme de demi-dôme tronqué au nord par la faille deMazamet et plus au sud, sa couverture quis’étale largement en Cabardès ; lespendages qui demeurent faibles danstoute la partie sud de ce domaine(Demange, Issard et Perrin, 1986), severticalisent vers le nord ; vers l’est, lemassif de Nore se ferme par une structureanticlinale très ouverte, l’anticlinal deSaint-Roger que l’on peut tracer jusqu’àSaint-Pons ; plus à l’est encore les deuxunités des Fournels et du Poujol-Margal,limitées au nord par la faille de Mazamet,prolongent le massif de Nore en deuxdemi-fenêtres sous les nappes du versantsud ;

- la faille de Mazamet est une failleinverse pyrénéenne qui reprend un

décrochement dextre tardi-hercynien,dont le rejet peut être estimé à unevingtaine de kilomètres (Demange etJamet, 1986), de sorte que le massif deNore se trouvait initialement au sud dumassif de l’Agout ;

- le tiers sud du massif de l’Agout estverticalisé alors que ses deux tiersseptentrionaux demeurent peu pentés,montrant une structure en dômes etbassins assez complexe ; vers l’est, cedôme s’ennoie sous sa couverture uniquede « schistes X » en deux anticlinauxgneissiques, Caroux et Espinouse,séparés par le synclinal de Rosis.

Les huit phases souples reconnues enZone axiale, regroupées en trois étapesmajeures, sont résumées à la figure 3.Dans cet article, les différentes phasessont notées P1, P2..., les éléments struc-turaux sont notés A pour les axes, L pourles linéations et S pour les schistosités etplans axiaux, S0 étant la stratification. Lanumérotation des phases est, à quelquesadaptations près, celle employée dans lesnotices des cartes géologiques à 1/50 000,



Fig. 3.- Les phases souples en Zone axiale.

Fig. 3.- Fold phases in the Axial Zone.

qui reprend celle de Demange et al.,1986. Les diagrammes sont des dia-grammes de Schmidt avec projection surl’hémisphère inférieur. Les diagrammesprésentés sont très allégés : les plis nesont représentés que par leurs axes/linéa-tions et plan axiaux ; sauf exception, nousne porterons pas les stratifications.

Les dômes de la partie estdu massif de l’Agout

La partie est de la Zone axiale de laMontagne noire est formée de deux dômesd’orthogneiss entourées de séries principa-lement sédimentaires, présentant un méta-morphisme épi- à mésozonal : les dômesdu Caroux au sud et de l’Espinouse aunord, séparés par le synclinal de Rosis ; lasimple géométrie de ces deux dômesmontre d’ailleurs immédiatement qu’ils nesont pas équivalents (fig. 4-5).

Dans cette région, il est possible dedéfinir différents domaines homogènes dupoint de vue microtectonique ; le raccordentre ces différents domaines se fait par descharnières majeures dues à différentesphases ; du sud au nord se distinguent :

1) l’anticlinal du Caroux propre-ment dit :

- la zone verticalisée en flanc sud del’anticlinal du Caroux, forme un domainetrès homogène qui peut être étendu àl’ensemble des séries métasédimentairesverticalisées qui constituent le flanc suddu massif de l’Agout ;

- la zone peu pentée qui constitue letoit de l’anticlinal du Caroux ;

- la retombée nord verticalisée, etmême localement renversée, de l’anticlinaldu Caroux, qui est aussi le bord sud dusynclinal de Rosis ;

- la limite nord de l’anticlinal duCaroux est la série de bandelettes deparagneiss qui prolonge le synclinal deRosis ; le domaine situé au sud de cesbandelettes est l’anticlinorium du CarouxSomail ; la structure interne de cet anti-clinorium fort complexe, peut êtredébrouillé plus aisément à l’extrèmitéouest du massif (feuilles Saint-Pons etMazamet) ; bornons-nous ici à soulignerque l’anticlinal du Caroux apparemmentsimple si l’on observe uniquement la par-tie sud-est du massif de l’Agout, n’estque l’enveloppe de structures poly-phasées complexes ;

2) le synclinal de Rosis est unestructure complexe : très évasé à l’est, cesynclinal se pince vers l’ouest entre lesanticlinaux du Caroux et de l’Espinousese réduisant à une mince bandeletteisoclinale de métasédiments, intercaléeentre les orthogneiss. Cette pincée« synclinale » peut être cartographiée àtravers tout le massif de l’Agout, en unesérie de bandelettes de paragneiss quirelaie en échelon la bandelette qui sebranche à l’est sur l’enveloppe desdômes.

Du point de vue de la macro-structure, le synclinal de Rosis peut doncêtre divisée en :

- un domaine sud verticalisé, qui est laretombée nord de l’anticlinal du Carouxet auquel se raccordent les bandelettesisoclinales cartographiées plus à l’ouest ;cette zone verticalisée, bien visible aunord du Caroux, se prolonge plus à l’est,avec toutefois une largeur plus réduite (etpeu évidente sur la carte), dans lesdifférents niveaux de la série de Saint-Pons − Cabardès, c’est-à-dire plus hautdans la structure ;

- et une zone relativement plate, d’ex-tension limitée, à l’ENE ;

3) cette zone plate se raccorde insen-siblement à l’anticlinal de l’Espinousequi est un anticlinal très plat, très ouvert,bien différent de l’anticlinal du Caroux ;notons que, comme le Caroux, l’anticli-nal de l’Espinouse n’est que l’enveloppetrès simple de structures fort complexesqui se développent plus à l’ouest dans lecœur du dôme du Laouzas dont l’anticli-nal de l’Espinouse n’est que la retombéeorientale.

- Vers le nord, la structure de l’enve-loppe de l’Espinouse se complique denombreux cisaillements, tardifs par rap-port au métamorphisme et aux phasesprécoces, mais déformés par le dôme(Demange et Herrera, 1989) (fig. 5b).

- ces cisaillements rétromorphiquess’observent à toute échelle aussi biendans les formations métasédimentairesde l’enveloppe que dans les orthogneissdu dôme où ils s’ accompagnent de lessi-vages rétromorphiques avec formationde sillimanite et/ou de muscovite(Bogdanoff et al., 1967, Boganoff, 1981,Beaud, 1981, Brunel et Lansigu, 1997).Par leur association spatiale avec lesunités de la Haute Mare, des Monts de

Saint-Gervais et de Murat-Castanet, quise rattachent au domaine allochtone occi-tan, ces cisaillements sont manifestementliés à la mise en place de ce domaine(avec éventuellement un rejeu tardif enextension).

- Ces cisaillements viennent serésoudre dans la zone de faille deGinestet qui limite, au nord le dôme del’Espinouse.

Nous décrirons dans chacun de cesdomaines quelques affleurements carac-téristiques du style microtectonique deceux-ci. Ces affleurements sont choisisde façon à montrer un maximum dephases et les rapports entre celles-ci, etaussi en fonction de leur accessibilité.Aucun affleurement ne montre l’en-semble des phases tectoniques reconnuesdans la Zone axiale telles qu’elles sontrésumées à la figure 3 et il faut bienreconnaître que dans certains affleure-ments pris individuellement il peut yavoir ambiguïté entre certaines phases, enparticulier entre les phases précoces :l’individualisation des différentes phaseset leur succession telle qu’elle est pré-sentée ici résulte non seulement de l’ana-lyse de chaque affleurement mais aussi dela comparaison de l’ensemble des affleu-rements et les conclusions tirées de l’étu-de de ces affleurements types peuventêtre étendues à l’ensemble du domaine.La comparaison entre ces affleurementspermet de discuter les phases tectoniquesresponsables des structures majeures etleur synthèse aboutit à une reconstitutionpaléotectonique de la formation de cesdômes.

Structures microtectoniquesde la zone verticaliséeau flanc sud du massifde l’Agout : la coupe

Prémian-Rouvials (fig. 6)

Toute la partie sud verticalisée dumassif de l’Agout présente une directiond’ensemble N70-80. La zone située ausud du Caroux présente un fort recouvre-ment quaternaire, les coupes y sont dis-continues et des failles directionnelles(faille de Mazamet et ses satellites ;Bogdanoff et al., 1982 ; Demange etJamet, 1986) en interrompent la conti-nuité stratigraphique, métamorphique etstructurale. Il faut aller assez loin plus à




Fig. 4.- La retombée orientale du massif de l’Agout.Aucune des formations de l’unité de la Haute Mare n’est datée ; les attributions stratigraphiques proposées sont cambro-ordoviciennes : dolomies = k2 ?, formationschisto-gréseuse claire (= x9 p.p., Bogdanoff et al., 1984) = k3-6 ?, schistes ardoisiers noirs (= x10, Bogdanoff et al., 1984) = o1-2 ?Le métamorphisme de l’unité de Cabausse est mésozonal avec andalousite et staurotide, celui de l’écaille de Madalèze (M) est épizonal ; l’unité de Murat - Castanetest en zone de la biotite.Les isogrades dessinés sur cette carte sont les limites d’apparition des minéraux telles quelles observées sur le terrain (basées sur l’examen de 1300 lames environ).Ces isogrades n’ont pas partout la même signification vu les variations de type de métamorphisme dans cette région. L’exemple le plus remarquable estl’isograde [-staurotide] qui a été cartographié avec précision en utilisant aussi l’association équivalente {silicate d’alumine + grenat} ; le silicate d’alumine de cetteassociation est la sillimanite dans l’axe du synclinal de Rosis (et sur le flanc sud du massif de l’Agout), alors qu’il s’agit d’andalousite plus au nord. La définition desisogrades dépend de la composition chimique des roches disponibles : ainsi au sud-est de cette région la cordiérite n’apparaît que lorsque à la disparition de la chlorite,la rupture du joint [staurotide - chlorite - biotite] permet l’association {staurotide - cordiérite - biotite}, l’association {cordiérite - chlorite - biotite}, théoriquementpossible à un degré de métamorphisme plus faible, n’apparaît pas faute de roche de composition favorable ; plus au nord, au contraire l’isograde de la cordiéritecorrespond à cette association {cordiérite - chlorite - biotite} (Demange, 1982, Herrera, 1987).Fig. 4.- Map of the eastern part of the Agout massif.The formations of the Haute Mare unit are not dated. The proposed Cambrian-Ordovician ages are based on lithostratigraphic analogy: dolomite = Early Cambriank2?, light-coloured pelitic-psammitic formation (= x9 p.p., Bogadanoff et al., 1984) = Middle-Late Cambrian k3-6?, dark slate (= x10, Bogadanoff et al., 1984) =Early Ordovician o1-2?The Cabausse and Madalèze units show respectively medium-grade (andalusite and staurolite) and very low-grade (chlorite) metamorphism. The Murat - Castanetunit shows biotite metamorphism.The isograds are based on the study of some 1300 thin sections and represent the limits of appearance (or disappearance) of the index minerals along cross sectionsof prograde metamorphism. As the type of metamorphism varies rapidly in this area, the isograds do not always represent the same reaction. The staurolite isogradhas been very accurately mapped using the equivalent paragenesis {aluminum silicate + garnet}; in the southern part of the area, the aluminum silicate is sillimanite,whereas farther north it is andalusite. The isograds also depend on the available chemical compositions of the host rocks: in the southeastern part of the area,cordierite only appears in the staurolite zone when chlorite disappearance allows the paragenesis {staurolite - cordierite - biotite}; the paragenesis {cordierite -chlorite - biotite}, which is theoretically possible at a lower grade, is not observed due to the lack of rocks of suitable composition; farther north, however, thecordierite isograd corresponds to the paragenesis {cordierite - chlorite - biotite} (Demange, 1982; Herrera, 1987).

schistes Øpizonaux



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l’ouest pour trouver des coupes conti-nues. La coupe de Prémian - Rouvials estl’une des meilleures de la région. Lesaffleurements situés au voisinage dup. c. 394, en particulier, montrent toutesles phases reconnues dans ce domainedans les niveaux relativement gréseux dufaisceau f en position globalement nor-male (zone de la biotite). On peut ainsi enétablir la chronologie relative (fig. 6a).D’autres exemples sur les coupes deSaint-Pons, de Mas-du-Rieu, d’Olargueset de Labastide-Rouairoux ont été pré-sentés dans Demange, 1975 et 1982 etDemange et Jamet, 1986.

Sur tout le flanc sud du massif del’Agout, la plupart des plis sont sensible-ment coaxiaux (diagramme fig. 6j) ; lesaxes ont une direction conforme à lastructure d’ensemble N70 (±10°) et desplongements habituellement modérés ;les linéations L1a (intersection) et L4(crénulation) sont pratiquement confon-dues ; les linéations L1b et les axes desplis P3 font un angle de 10 à 20° avec

cette direction dominante. Toutefois, cesdifférentes familles de plis presquecoaxiaux se distinguent sans ambiguïtépar leurs plans axiaux et l’observationdes différentes phases sur un mêmeaffleurement et de nombreuses figuresd’interférence démontrent l’indépendancede ces différentes phases.

Les axes de plis et linéations présen-tent sur cette coupe de Prémian (commed’ailleurs plus à l’ouest) un plongementvers l’ouest alors que à l’est les plonge-ments se font vers l’est. Ces deux groupesd’affleurements se situent en effet de partet d’autre d’une structure anticlinalemajeure de phase P7, qui est en fait leprolongement du dôme du Laouzas versle sud. La comparaison des différents dia-grammes présentés ici montre effective-ment un basculement de tous les élémentsstructuraux jusques et y compris lesstructures P5, par cette phase P7.

Sur tout le flanc sud du massif del’Agout, les plis les plus abondants sont

des plis P4, plis en genou avec un flanclong subvertical et un flanc court subho-rizontal ou faiblement penté vers le sud,avec un plan axial penté vers le nord(fig. 6 g-h-i). Ces plis s’accompagnentd’une schistosité légèrement en éventail(60-70 N 25 à 60) de fracture ou destrain-slip dans les niveaux plus schisteuxet d’une linéation de crénulation (80 sub-horizontale ou à faible pendage ouest),qui est la linéation la plus constante et laplus évidente parmi toutes celles que l’onpeut observer sur tout le sud de la Zoneaxiale. C’est cette phase qui donne sastructure à l’ensemble du flanc sud dumassif de l’Agout : séries subverticalesde direction N 70-80 pour l’essentiel avecdes panneaux relativement peu pentés, dedimension infra-hectométrique corres-pondant aux flancs plats des plis P4. Lesaffleurements situés au voisinage dup. c. 394 sont situés dans un tel panneaupeu penté.

Les plis P4 reprennent des plis isocli-naux attribuables à la phase P1. Les plis



Fig. 6a-i.- La zone verticalisée au sud du massif de l’Agout ; exemples pris sur la coupe Prémian - Rouvials. Les différents plis et leur interférence : 6a-b-c :affleurement du p.c. 394 ; 6c 300 m au nord-ouest p.c. 394.Fig. 6a-i.- Verticalized domain south of the Agout massif - examples taken along the Prémian - Rouvials cross section. The various folds and their interference:6a-b-e-h: p.c. 394 outcrop; 6c 300 m to the northwest p.c. 394.

précoces P1b sont des plis isoclinaux outrès fermés, synfoliaux, à vergence nord.Ces plis, de dimension métrique à plurimé-trique demeurent rares. La linéation d’in-tersection L1b est subhorizontale dedirection 65 à 80. La linéation d’étirementque l’on peut définir dans les niveaux plusgrossiers (comme les tufs du faisceau j) estparallèle à cette linéation L1b.

Ces plis isoclinaux synschisteux P1b,plis précoces les plus évidents de la sériede Saint-Pons dans le massif de l’Agout,reprennent eux-mêmes une foliation anté-rieure synmétamorphe généralementconfondue avec la stratification. Certainsaffleurements privilégiés (et les lamesminces) montrent une génération de plisisoclinaux synfoliaux infra-décimétriquesà décimétriques et une linéation anté-rieurs. Ces plis P1a sont des plis parfaite-ment isoclinaux, très étirés et admettentla foliation régionale en plan axial. Endehors des zones de charnière des plisP1b, les foliations S1a et S1b se confon-dent en une unique foliation régionaleprécoce S1.

Sur le flanc sud du massif de l’Agout,nous attribuons à la phase P2 des plisinframétriques assez ouverts, sans schis-tosité, à vergence nord. Ces plis P2 se dis-tinguent des plis P1b par leur caractèreplus ouvert et leur absence de schistosité.Ils ne sauraient non plus être confondusavec les plis P3 car dans les affleurementsoù ces deux familles de plis coexistent ,ces plis P2 se distinguent par un style plusouvert, l’absence de schistosité et surtoutdes vergences opposées. Je ne connaisaucun affleurement sur le flanc sud dumassif de l’Agout qui permette d’établirune chronologie relative des plis P2 et P3.Les plis P2 peuvent aussi se confondreavec les plis P5 : dans les affleurementsoù ces deux phases coexistent, les plis P2sont plus serrés, dissymétriques et mon-trent une vergence nord alors que les plisP5 demeurent très symétriques et trèsouverts ; les plans axiaux sont légèrementdifférents. En résumé, sur le flanc sud dumassif de l’Agout, nous pouvonsadmettre l’existence d’un évènement P2mais les plis P2 bien caractérisés et dis-tincts des plis des autres phases demeu-rent assez rares ; ces plis ne peuvent êtreclairement reconnus que sur les flancsplats des plis P4, et encore, seulement làoù les autres plis sont bien individualisés,comme par exemple l’affleurement dup.c. 394 (fig. 6a). Par contre au sud du



Fig. 6d-f.- Coupe Prémian - Rouvials. 6e : p.c. 394 - 6d-f : au « ball trap » 300 m au sud de ce point.Fig. 6d-f.- Premian - Rouvials cross section. 6e: p.c. 394 outcrop - 6d-f: ball trap outcrop 300 m to the south.

Fig. 6g-6i.- Coupe Prémian - Rouvials. 6h : p.c. 394 - 6g-i: 170 m au nord-ouest de ce point. Fig. 6g-6i.- Premian - Rouvials cross section.6h: p.c. 394 - 6g-i: 170 m to the northwest.

massif de Nore, qui est un domaine dansl’ensemble peu penté équivalent à unflanc plat d’un pli P4, les plis P2 à ver-gence nord sont beaucoup plus fréquentset caractéristiques ; ils forment des struc-tures hectométriques et s’accompagnentfréquemment d’une schistosité de strain-slip (Demange, Issard, Perrin, 1986).

Les plis P3 sont de taille décimétriqueà plurimétrique, à charnière ronde oupointue, à vergence sud, sans schistosité(fig. 6 d-e-f). Ce sont les seuls plis à ver-gence sud de tout le flanc sud du massifde l’Agout. Ces plis sont communs dansla partie supérieure du groupe de Saint-Pons − Cabardès ; ils deviennent raresvers le nord et ne sont pas connus au-delàde l’anticlinal du Caroux. Contrairementau massif de Nore, où ces plis sont plusfermés et s’accompagnent de schistosité,ils ne créent pas de structure importante

dans le massif de l’Agout. Dans lesaffleurements où les plis P3 et P4 sont demême taille, ces deux familles de plispeuvent paraître conjugués et forment desstructures en boîte ; toutefois ces deuxphases se distinguent par leur vergenceopposée et leurs plans axiaux (pentés aunord pour les plis P4, faiblement pentésau sud pour les plis P3) ; on peutd’ailleurs observer des plis P3 déforméspar des plis P4 (fig. 6e et h) et de petitsplis P3 recoupés par la schistosité S4.

Les plis P5 sont peu fréquents et nes’individualisent que dans les panneauxpeu pentés. Ce sont des plis ronds trèsouverts, sans schistosité, à plan axial sub-vertical (fig. 5c). Certains affleurementssuggèrent que ces plis pourraient être desplis conjugués des plis P4 (fig. 6j) ; desinterférences observées dans l’anticlinal deSaint-Roger ne laissent aucun doute sur

l’indépendance de ces phases. L’absencede schistosité les oppose également.

Les plis les plus tardifs P7-7’ sont desplis en boîte ou en kinks transverses surles structures antérieures : les axes serépartissent selon deux directions N10-20et N160-170 ; les plans axiaux sont sub-verticaux ou montrent deux directionsconjuguées (fig. 6b). Ces plis se dispo-sent en couloirs où se développe une fortefracturation, qui contrôlent les filons tar-difs ainsi que l’érosion quaternaire (ali-gnement des vallées et des gorges).

La zone plate au toitde l’anticlinal du Caroux :

affleurement du Murde Cabrières (fig. 7)

Le sommet de l’anticlinal du Carouxest une large zone plate à peine affectéed’ondulations à grand rayon de courbure.Les affleurements situés en contrebas duMur de Cabrières, environ 1 km au SSEde Lafage, montrent remarquablement les« petites » structures de ce domaine. Eneffet les métagrauwackes et métapélites àlits centimétriques à décimétriques dequartzites (faisceau b) (zone de la sillima-nite + muscovite), enregistrent admira-blement les plis (fig. 7a) ; le matériel esttoutefois dans l’ensemble trop gréseuxpour bien enregistrer les schistositésautres que la foliation P1a.

Ce secteur est dominé par des plisdroits P5, de taille centimétrique à pluri-métrique à charnière ronde, très ouverts,à plan axial subvertical, sans schistosité,accompagnés dans les niveaux pélitiquesd’une forte linéation de crénulation. Cesplis sont toujours très ouverts et ne sau-raient expliquer la verticalisation desflancs nord et sud de l’anticlinal duCaroux.

Ces plis P5 reprennent des plis anté-rieurs plus ou moins couchés, tous à ver-gence nord, où un examen attentif permetde distinguer les phases suivantes :

- plis P1a parfaitement isoclinaux,inframétriques, serrés, à charnières poin-tues, admettant la foliation majeure enplan axial (fig. 7b et c) ;

- plis P1b isoclinaux, à charnièreronde, moins fermés et moins serrés queles plis P1a ; ces plis reprennent unelinéation antérieure ; quelques figures



Fig. 6j.- Zone verticalisée au sud du massif de l’Agout : diagramme de Schmidt synthétique (projectionsur l’hémisphère inférieur). Nous avons reporté sur ce diagramme les plis P3 déformés par P4 de la figure5h ce qui fait que les plans S3 apparaissent beaucoup plus dispersés que les plans S1 et S2 ; la positionla plus constante des plans S3 sur le flanc sud du massif de l’Agout est 85 S 20, là où sont concentrésla majorité des S3 sur le diagramme.

Fig. 6j. - Verticalized domain south of the Agout massif: Schmidt diagram (lower hemisphere projection).Plot of the P3 folds deformed by P4 (Fig. 6h) makes the S3 planes appear far more dispersed than theS1 and S2 planes. S3 is predominantly 80 S 20 on the southern slope of the Agout massif (concentrationof S3 on this diagram).



Fig. 7a-d.- La zone plate sur le toit de l’anticlinal du Caroux : affleurements du Mur de Cabrière. Les différents plis et leur interférence.Etant donné que l’on peut discuter de l’attribution de certains plis aux phases P1b ou P2, nous n’avons porté sur ce diagramme que les plis qui peuvent êtreidentifiés sans ambiguïté : les plis P1b sont les plis isoclinaux à charnière ronde (qui reprennent une linéation antérieure) de la partie gauche de la fig. 7a, lediagramme montre essentiellement leur dispersion par la structure P4 à grand rayon de courbure ; les plis P2 mesurés sont les plis du centre de la fig. 7a et del’affleurement 7d.Fig. 7a-d.- Flat-lying zone at the top of the Caroux anticline: Mur de Cabrière outcrops. The various folds and their interference.As the assignment of certain folds to P1b or P2 is debatable, only unambiguous folds are plotted on this diagram: P1b = isoclinal folds with a rounded hinge(reworking of earlier lineation) from the left part of Fig. 7a; the diagram essentially shows their dispersion by a P4 flexure. P2 folds = those depicted in thecentre of Fig. 7a and on Fig. 7d.

fig.7a - Mur de CabriŁre

d’interférence avec les plis P1a et P2 peu-vent être observées (détail de la figure 7aet figure 7d) ;

- des plis P2 déversés vers le nordassez ouverts ou plus fermés, sans schis-tosité (fig. 7d) ; ce sont les plis antérieursaux plis P5 les plus courants.

On peut discuter sur la distinctionentre plis P1b et P2, toutefois il est assezclair que les plis presqu’isoclinaux à char-nière ronde (qui reprennent une linéationantérieure) figurés dans la partie gauche del’affleurement 7a (plis P1b) ne sauraientêtre assimilés aux plis beaucoup plusouverts, parfois presque disharmoniques,de la partie centrale de ce même affleure-ment et de l’affleurement 7d (plis P2). Enfait cette distinction n’est bien claire quedans les affleurements suivants.

Les plis P4 sont rares : ce sont des plisen genou, avec un flanc long peu penté etun flanc court subvertical (fig. 7a) ; ils

présentent donc une vergence sud, à l’in-verse de la vergence vers le haut qu’ilsprésentaient sur le versant sud du massifde l’Agout ; axes et plan axiaux sont trèsanalogues entre les affleurements de lacoupe Prémian - Rouvials et ceux duMur de Cabrières (au basculement tardifdû à la phase P7 près) : les plans axiauxen particulier montrent un pendage nordcaractéristique. Ces deux affleurementssont donc situés sur deux flancs d’unestructure majeure P4 et c’est donc cettephase P4 qui est responsable de la verti-calisation du flanc sud du massif del’Agout. On vérifie par l’attitude de cesplis et sur le diagramme, que les plisantérieurs (P1a et b, P2) sont bien bas-culés par les plis P4. Par contre les plisP5 demeurent identiques de part etd’autre de cette charnière majeure : ilssont donc postérieurs à cette charnière.

La phase P7 ne se manifeste que pardes ondulations molles et des champs de

diaclases subméridiennes en fracturesd’extrados de ces ondulations.

Ce secteur est remarquable parl’abondance des pegmatites. Plusieursgénérations peuvent être distinguées.Certaines se mettent en place dans lesplans axiaux des plis P2 (et peut êtremême des plis P1b) et sont déformées etboudinées par les plis P5. D’autres jalon-nent les contacts entre formationsincompétentes, en particulier le long descontacts des orthogneiss et elles sontquasi concordantes sur la foliation.D’autres encore, sans doute contempo-raines de ces dernières, se mettent enfilons subverticaux dans des cassuresvoisines du plan axial S5 ; ces pegma-tites subverticales sensiblement est-ouestsont surtout développées dans lesniveaux compétents, comme les ortho-gneiss, elles se pincent dans les niveauxincompétents comme les micaschistes.Plus rares enfin sont de petits corps filo-niens (pegmatites et filons de quartz) quijalonnent les fractures S7.

Retombée nord de l’anticlinaldu Caroux : l’affleurementde la forêt des Ecrivains

Combattants (fig. 8)

Ce remarquable affleurement se situeau bord de la D180, environ à 1 km àl’est du col de Madale, 200 m à l’ouestdu panneau « forêt des EcrivainsCombattants ». Il montre les marbres etgneiss-à-silicates-calciques du faisceau e,au début de la retombée nord de l’anticli-nal du Caroux (zone de l’andalousite).

Cet affleurement montre de nom-breux plis P1b, plis isoclinaux couchés,de taille décimétrique à métrique, incon-testablement déversés vers le nord(fig. 8a). Le vecteur glissement construitest sensiblement NNE (fig. 2b). Ces pliscouchés interfèrent avec les plis droits P5pour donner des figures en lacets caracté-ristiques (les axes A1b forment un angled’environ 20° avec les axes A5) (fig. 8bet c).

L’intérêt principal de cet affleurementest de distinguer sans ambiguïté lesphases P1a et P1b : en effet les plis P1breprennent une linéation antérieure et desfigures d’interférence peuvent êtreobservées (fig. 8d et e).



Fig. 7e.- Mur de Cabrière : diagramme de Schmidt synthétique.

Fig. 7e.- Mur de Cabrière: Schmidt diagram.

Le pli de Lafage :la verticalisation et

le renversement du flanc nordde l’anticlinal du Caroux

(fig. 4, 5 et 9)

Vers le nord, les formations passenttrès rapidement de pendages modérés(environ 30° à l’affleurement de la forêtdes Ecrivains Combattants) à une zoneverticalisée et même renversée. Ce pli deLafage qui verticalise le flanc nord del’anticlinal du Caroux présente une zonede charnière très étroite.

La route descendant au refuge deLafage depuis la route de l’Espinousepermet de recouper et d’analyser cettestructure. Du nord au sud (fig. 5b), onobserve les micaschistes du faisceau drenversés présentant des pendages sud ; cespendages se verticalisent et la zone decharnière s’observe au voisinage ducontact entre le faisceau d et des gneisssombres à petits yeux du faisceau c ; depetits plis parasites à plan axial peu penté etune schistosité de fracture apparaissentdans la zone de charnière ; on observe



Fig. 8a-e.- La retombée nord de l’anticlinal du Caroux : affleurement de la forêt des Écrivains combattants. Les différents plis et leur interférence.

Fig. 8a-e.- Northern limb of the Caroux anticline: Ecrivains Combattants forest outcrop. The various folds and their interference.

Fig. 8f.- Forêt des Écrivains combattants : diagramme de Schmidt synthétique.

Fig. 8f.- Ecrivains Combattants forest: Schmidt diagram.

également de remarquables plis ptyg-matiques P1a dans ces gneiss (figurés parMattauer, 1973) ; puis les pendagesdeviennent nord et peu à peu on passe dela zone verticalisée aux pendages modérésdu toit de l’anticlinal. Il se dessine ainsiun vaste pli d’axe 75 E 20 et de plan axial35 SE 25, tout à fait assimilable aux plisP2 de l’affleurement du Mur de Cabrière(fig. 9) : la retombée nord de l’anticlinaldu Caroux est bien différente de saretombée sud, qui est une structure dephase P4, et ne saurait en aucun cas êtreassimilée aux plis droits P5.

Notons que sur le diagramme, leséléments structuraux, axes et plansaxiaux/schistosité, des plis parasites dupli de Lafage, montrent une très légèredispersion qui suggère que ces plis sontdéformés par des structures plus grandes(en fait de phase P5) ; l’effet de cettephase, modeste ici, s’amplifie dans lesaffleurements suivants.

Les plis P2 accompagnés d’uneschistosité de fracture (et même parfois

de strain-slip) sont fréquents dans toutecette zone de charnière du pli de Lafage.Ce sont ces plis qui ont été figurés parBrun et Van Den Driessche (1994,fig. 10) et qu’ils interprètent comme desstructures d’extension autour du dôme duCaroux. Cette hypothèse ne peut êtreretenue pour peu que l’on suive l’évolu-tion des structures sur le terrain : on voiten effet ces plis symétriques, accompa-gnés d’une schistosité frustre, passer auxplis P2 plus ouverts, à vergence nord,sans schistosité, du Mur de Cabrières, leséléments structuraux axes et plans axiaux,demeurant sensiblement constants.

La zone verticalisée du bordsud du synclinal de Rosis :affleurements sous le col deMadale et de la voie romaine

(fig. 10)

La bande verticalisée et localementrenversée sur la bordure sud du synclinal

de Rosis, est large de 500 à 800 m. L’unedes meilleures coupe de cette zone estdonnée par le chemin de niveau situé encontrebas est du col de Madale, prolongévers le Nord le long de la route col dePierre Plantée - col de Madale, puis au-delà de l’épingle supérieure dans lesrochers qui surmontent la route, encontre-haut d’une ancienne voie romaine.Cette coupe montre de façon quasicontinue les formations des faisceaux e(métapélites, métagrauwackes, gneiss-à-silicates-calciques, marbres, niveauxgraphiteux) et f (métapélites et grès)(zone de la sillimanite + muscovite +grenat). Les affleurements du faisceau edécrits antérieurement (Demange, 1982)sont actuellement très abimés, aussi lesexemples décrits ici seront-ils pris dansles formations du faisceau f qui affleurenten contre-haut de la voie romaine. Cesformations sont des grès à délit pélitiqueoù la stratification S0 est toujours bienlisible et qui enregistrent admirablementles plis.

Tout ce domaine montre de façonspectaculaire l’interférence entre des plisisoclinaux à plan axial subvertical, attri-buables à la phase P1b et des plis P2 àplan axial plat (fig. 10).

Les plis P1b, de dimension métrique àplurimétrique, montrent des charnièresaiguës ou rondes, en fonction du matérielaffecté. Une schistosité de strain-slip,accompagnée d’une linéation d’intersec-tion, s’exprime dans les niveaux péli-tiques. Ces plis reprennent une linéationd’intersection synfoliale L1a, qui fait unangle d’une vingtaine de degrés avec lesaxes/linéations L1b. Les plis P1a, isocli-naux, synfoliaux, ainsi que des interfé-rences P1a x P1b, peuvent être observés(fig. 10a).

Ces plis précoces sont déformés pardes plis à plan axial plat, pratiquementperpendiculaire aux plans axiaux des plisP1b ; je les attribue à la phase P2. Lescharnières sont souvent rondes et assezouvertes ; elles peuvent devenir plusfermées dans les formations carbonatées.Ces plis sont en général symétriques ;dans les niveaux carbonatés du fais-ceau e, ce sont plutôt des plis en genou àflanc long subvertical et flanc court plat.Une schistosité de fracture (ou dans lespélites, de strain-slip), un peu en éventailaccompagne ces plis.



Fig. 9.- Le pli de Lafage (diagramme de Schmidt).

Fig. 9.- Schmidt diagram of the Lafage fold.

Bogdanoff et al. (1984) considèrentque ces plis et cette schistosité sont tardifs :la « phase tardi-Rosis » serait postérieure àla phase en plis droits « de Rosis » (= phaseP5). En fait on observe de rares plis droits,très ouverts, à plan axial subvertical,assimilables à la phase P5, qui déformentles plis et schistosité de phase P2 (fig. 10c ;des affleurements plus démonstratifss’observaient dans le faisceau e). Ladispersion des plans de schistosité dans lediagramme, n’est pas due uniquement àune disposition en éventail, car plansaxiaux/schistosités et axes/linéations sontsimultanément dispersés avec pour les axesune dispersion comparable des axes P1b etP2 : il est clair que ces plis P2 sontdéformés par les plis P5. Le report desmesures depuis les affleurements de la voieromaine (faisceau f) au nord (diagramme10c) jusqu’à ceux de la route en contrebasdu col de Madale (diagramme fig. 2,Demange, 1982) montre que les plans S2varient depuis des pendages sud au sud (etsont alors tout à fait analogues à ce qu’ilsétaient au Mur de Cabrière) jusqu’à despendages beaucoup plus plats au nord :l’ensemble de la structure est déformée parun pli P5 à grand rayon de courbure.



Fig. 10a-c.- La zone verticalisée sur le bord sud du synclinal de Rosis : affleurements sous le col de Madale et de la voie romaine. Les différents plis et leurinterférence.Fig. 10a-c.- Verticalized domain along the southern limb of the Rosis syncline: col de Madale and the Roman road outcrops. The various folds and their interference.

Fig. 10d.- Zone verticalisée sur le bord sud du synclinal de Rosis : diagramme de Schmidt synthétique.

Fig. 10d - Verticalized domain along the southern limb of the Rosis syncline: Schmidt diagram

La phase P7 se manifeste par un fortdiaclasage, des ondulations molles et surle diagramme, par une dispersion deplans S1b perpendiculaires à la disper-sion par les plis P2.

La zone peu pentée au cœurdu synclinal de Rosis :

affleurement du col de PierrePlantée (fig. 11) et l’anticlinal

de l’Espinouse

Vers l’ouest, le « synclinal » de Rosisest une structure isoclinale très pincée : lesschistes se suivent, avec des relais, à tra-vers le massif de l’Agout sur plus de35 km ; malgré un dénivelé de plus de500 m au droit de Douch, les gorgesd’Héric n’entaillent pas entièrement cettestructure ; mais un peu plus à l’ouest, dansle cirque du col de Fontfroide, les pentesau-dessus de Maurouls, où le dénivelé estde l’ordre de 600 m, permettent d’observerles schistes se pincer au sein des ortho-gneiss. Les grands éboulis du flanc nord duCaroux empêchent le suivi des structuresdécrites précédemment jusqu’à cette zoneisoclinale ; beaucoup plus à l’ouest, sur lafeuille Saint-Pons (Alabouvette etDemange, 1993), il est possible d’observerdes interférences assez claires tant du pointde vue cartographique que microtectoniqueentre les phases P1-P2 et P5. Cette partieisoclinale du « synclinal » de Rosis peutêtre interprétée comme une structure dephase P2, éventuellement cisaillée, ayantvaleur de flanc inverse du pli de Lafage.

Vers l’est, le « synclinal » de Rosis, s’é-vase rapidement et sa forme complexerésulte en fait d’interférences essentielle-ment entre les phases P2 et P5.

Le passage de la zone verticalisée sud àla zone plate au centre du synclinal, se faitpar un pli P2 symétrique du pli de Lafage,dont la zone de charnière est encore plusétroite. Cette charnière s’observe sur lacrête au voisinage du col de Vente-Vieilleet peut être suivie vers le nord-est le longde la crête descendant du p.c. 644 vers lecol de Pierre Plantée.

Les affleurements situés au voisinagedu col de Pierre Plantée (faisceau gréseuxh)(zone de la cordiérite) donnent unebonne image des « petites » structures dela zone centrale du synclinal de Rosis.

Les plis dominants sont les plis droitstrès ouverts à plan axial subvertical dephase P5. Ce sont d’ailleurs souvent lesseuls exprimés. Deux familles de plis engenou peuvent être observés : des plis àvergence nord, à plan axial penté vers lesud, assimilables aux plis P2 et des plis àvergence sud, à plan axial penté vers lenord assimilables aux plis P4. Le matérielétant très gréseux, les schistosités sont malexprimées. Des plis isoclinaux témoignentde la phase précoce P1, sans que l’on puis-se clairement distinguer P1a de P1b.

Les plis P2, P4 et P5 sont tout à faitsemblables aux plis de même phase de l’af-fleurement du Mur de Cabrière : le pan-neau plat du centre du synclinal de Rosisest identique du point de vue microtecto-nique au panneau plat du toit de l’anticlinaldu Caroux. Sur l’affleurement même ducol de Pierre Plantée, ces trois phases neparaissent pas interférer entre elles, nimême se distinguer nettement, l’ensembleformant une structure en boîte que l’onserait tenté d’interpréter comme une struc-ture P5. Toutefois, en dehors de cet affleu-rement, ces phases se séparent sanséquivoque : ainsi les plis P5 sont-ils les plisdominants sur le chemin qui monte du colvers Cabausse plus à l’est, alors que les plisP2 deviennent dominants au nord du col ;les plis P4 demeurent rares.

L’anticlinal de l’Espinouse est unestructure très ouverte et régulière attri-buable à la phase P5. Les plis que l’on peutobserver sont très analogues à ceux de l’af-fleurement du col de Pierre Plantée : lesplis droits P5 et les plis à vergence nord P2sont dominants. Les éléments axiaux desplis P5 demeurent très constants ; les struc-tures antérieures tournent progressivementen conformité avec le dôme.

Les écailles et cisaillementsde la partie nord-est

de la Zone axiale(fig. 4, 5b et 12)

- Dans la partie nord est de la Zoneaxiale, l’enveloppe autochtone (et sub-autochtone) du dôme de gneiss del’Espinouse est surmontée par différentesunités que leur contenu lithostratigra-phique permet de rattacher aux unités occi-tanes : l’unité de la Haute Mare (dolomiessuivies d’une formation schisto-gréseuseclaire (x9 p.p. de la feuille Bédarieux) sansdoute cambriennes puis schistes noirs

ardoisiers vraisemblablement ordoviciensx10-11 de la feuille Bédarieux) et l’unitécambrienne des Monts de Saint-Gervais.

Ces unités allochtones reposent surl’enveloppe de la Zone axiale par diffé-rentes écailles de terrain métamor-phiques, arrachées à la Zone axiale etcharriées sur des zones moins métamor-phiques : unité épizonale de Madalèze(faisceau i?) et unité mésozonale (fais-ceau d, zone andalousite-staurotide) deCabausse (Demange et Herrera, 1989)(fig. 4-5b). Des mylonites relativementfroides (avec rétromorphose des miné-raux métamorphiques de l’unité deCabausse) mais dans lesquelles se déve-loppe localement une biotite tardive nonorientée, marquent la base de ces écailles.Les plus spectaculaires de ces mylonitessont les ultramylonites noires à grain trèsfin (« pseudotachylite ») qui marquent labase de l’unité de la Haute Mare entre LaBillière et Saint-Gervais.

Sous cet ensemble allochtone et para-autochtone, le groupe de Saint-Pons −Cabardès qui forme l’enveloppe nord estdu dôme de l’Espinouse, est lui-mêmeaffecté de cisaillements, de moindre impor-tance. Les chevauchements les plusnotables que nous avons reportés sur lacarte (fig. 4), sont ceux qui laminent de trèslarges parties de la série, en particulier lestermes essentiellement pélitiques et gréso-carbonatés (faisceau e) moins compétents :les faisceaux gréseux stratigraphiquementplus élevés, et moins métamorphiques sontainsi amenés directement sur des termesplus profonds (et plus métamorphiques).Mais il existe aussi des cisaillements detous ordres, internes à la série qui s’accom-pagnent de rétromorphose des minérauxmésozonaux en {biotite + muscovite}parfois, mais plus souvent en chlorite etmuscovite.

Dans le dôme de l’Espinouse, lesorthogneiss du groupe du Somail sontégalement affectés de cisaillementsinternes mais dont le rejet est apparem-ment très faible. Ces cisaillements s’ac-compagnent alors de lessivages d’alcalinsqui détruisent les feldspaths et les trans-forment en sillimanite en placages dansles plans de cisaillement (Bogdanoff,1981 ; Beaud, 1985 ; Brunel et Lansigu,1997) et en muscovite en placages et dansla masse de la roche (Bogdanoff et al.,1967) : il ne s’agit point là de la culmina-tion du métamorphisme mais comme



dans les séries de couverture, de phé-nomènes rétromorphiques. La formationde nodules de sillimanite dans les ortho-gneiss (et les paragneiss) si courants encouronne autour du dôme du massif del’Agout, provient de lessivage d’alcalinsanalogues à ceux qui provoquent les pla-cages de sillimanite dans les surfaces decisaillement, mais leur liaison avec cettetectonique de cisaillement est beaucoupmoins évidente ainsi que nous le discute-rons plus loin.

La cartographie régionale descourbes-enveloppes de ces plans decisaillements recoupe la trajectoire defoliation des gneiss et ces grandes struc-tures que sont le dôme du Caroux et lesynclinal de Rosis (du moins dans sa par-tie isoclinale) (Beaud, 1985) ; il se dessi-ne ainsi un dôme grossier indifférent auxstructures P2 : en effet ces cisaillementsne s’infléchissent que très faiblementdans la partie est du synclinal de Rosis.Dans la partie centrale du dôme del’Espinouse apparaissent, sous les ortho-gneiss, des bandelettes de paragneiss quipeuvent s’interprèter comme des struc-tures P2, prolongement de l’anticlinal deMauroul-Planacan ; ces bandelettes nesont pas cartographiées avec précision,mais apparemment, elles sont recoupéespar la trajectoire-enveloppe des plans decisaillement cartographiée par Beaud



Fig. 11a.- La zone plate au centre du synclinal de Rosis : affleurement du col de Pierre Plantée. Plis superposés. Fig. 11a.- Flat-lying zone in the centre of the Rosis syncline: col de Pierre Plantée outcrop. Example of superposed folds.

Fig. 11b.- Col de Pierre Plantée : diagramme de Schmidt synthétique.

Fig. 11b.- Col de Pierre Plantée: Schmidt diagram.

(1985). Ces cisaillements sont doncmanifestement postérieurs aux structuresprécoces.

L’ensemble de ces unités allochtones,écailles basales, les mylonites ainsi que lescisaillements affectant aussi bien l’enve-loppe métasédimentaire que les ortho-gneiss, sont clairement déformés parl’anticlinal à grand rayon de courbure del’Espinouse et par le pli à grand rayon decourbure P5 au cœur du synclinal de Rosis.L’unité de la Haute Mare montre égale-ment une très belle structure anticlinale P5dans la vallée de la Mare à l’est de Saint-Gervais.

L’ennoyage vers l’est de l’ensemblede la structure s’interprète le plus facile-ment comme une structure de phase P7 ;il peut aussi s’agir d’une structure trans-verse NW-SE analogue au « détroit » deLacombe entre les dômes du Cabardès etde Nore (qui peut être attribué à la phaseP6) ; mais les plis P6 sont inconnus dansce secteur. L’ennoyage très doux suggèreaussi un effet de boudinage en grand dudôme ; nous y reviendrons à propos del’interprétation de cette phase P6.

- Vers l’ouest, dans la haute valléede la Mare, au-dessus des gneiss de laretombée nord du dôme de l’Espinouse,affectés de cisaillements accompagnés deretromorphoses, viennent successivementde bas en haut :

- des écailles de micaschistes à anda-lousite très fortement rétromorphiques(non notées sur la feuille à 1/50 000Bédarieux), en continuité avec le fais-ceau d de l’enveloppe de la Zone axiale ;

- l’unité épizonale de la Haute Mare ;le rabotage à la base de cette unité faitque ce sont les schistes ardoisiers noirs,d’un niveau assez élevé, qui forment cetteunité dans cette région ;

- l’unité de Murat-Castanet qui pré-sente un degré de métamorphisme de lazone de la biotite, est constituée deCambrien inférieur caractérisé par la pré-sence de blaviérites ; cette unité se rattacheau-delà du bassin de Graissessac (et de lafaille des Monts de Lacaune) à l’unité duMendic ; ce Cambrien à blaviérite desunités de Murat-Castanet et du Mendic esttrès différent du Cambrien sans blaviéritede l’unité des Monts de Saint-Gervais, quis’apparente aux séries cambriennes denappes du versant sud, et, dans les Monts

de Lacaune, à celles de l’unité deMélagues ; les rapports entre cette unitédes Monts de Saint-Gervais et l’ensembleMurat-Castanet-Mendic demeurent mas-qués par le bassin de Graissessac.

Plus à l’ouest encore, l’unité deMurat-Castanet vient directement contreles gneiss de la Zone axiale ; puis bientôtapparaissent sur ces gneiss les mica-schistes mésozonaux de la formation dePuech Plo qui constituent l’enveloppenormale des orthogneiss dans le centre etle nord de la Zone axiale.

Cet ensemble d’accident qui borde aunord la Zone axiale entre Saint-Gervais-sur-Mare et Murat sur Vébre constitue la« faille de Ginestet » et ne saurait êtreassimilé à la faille des Monts de Lacaunequi passe plus au nord et qui est scelléepar le bassin de Graissessac (Demange,1993). Cet accident ne saurait non plusêtre assimilé à une unique faille normale(Van Den Driessche et Brun, 1991, 1991-1992 ; Brun et Van Den Driessche 1994).

- La description ci-dessus permet decaler sans ambiguïté par rapport au méta-morphisme et à la tectonique souple l’âgerelatif des cisaillements et des acci-dents qui affectent et séparent les diffé-rentes unités dans la partie nord-est de laZone axiale :

- Cette tectonique de cisaillement estpostérieure au métamorphisme régionalprincipal. Elle a pu débuter, du moins dansles parties profondes du dôme, dans uncontexte relativement chaud mais évolueensuite rapidement dans des conditionsplus froides, rétromorphiques. La biotitenon orientée observée dans les mylonitesde la base de l’unité des Monts de Saint-Gervais témoigne d’un évènement ther-mique mineur tardif.

- La tectonique de cisaillement estclairement postérieure aux phases pré-coces P1 et P2 puisqu’elle affecte ces plissynmétamorphes, même si parfois lesplans axiaux des plis P2 rejouent alors encisaillement. Elle est également claire-ment antérieure à la phase P5, puisque labase des différentes unités sont affectéespar les plis à grand rayon de courbure P5du centre du synclinal de Rosis et dudôme de l’Espinouse.

Nous verrons plus loin que l’étude duSorézois à l’extrémité ouest de la Zone

axiale (fig. 19), qui est sans doute larégion où les rapports entre la Zone axia-le et les unités occitanes charriées sont lesplus lisibles, conduit aux mêmes conclu-sions et permet de plus de montrer l’anté-riorité de cette tectonique de cisaillementpar rapport à la phase P4.

- les cisaillements dans les ortho-gneiss sont scellés par le granite du HautVialais daté (U-Pb) à 327 ± 5 Ma(Lancelot, 1996, Matte et Mattauer, 1996,Matte et al., 1998).

- Il n’existe pas de critère microtec-tonique clair pouvant indiquer le sens dedéplacement de ces cisaillements et che-vauchements dans les séries métasédi-mentaires de l’enveloppe. En particulieraucune linéation pouvant indiquer le sensde déplacement des écailles de Cabausse,Madalèze et de la Haute Mare n’a étéobservée dans les mylonites.

Dans les orthogneiss du dôme del’Espinouse, l’étude des stries dans lesplacages de sillimanite indique des mou-vements vers l’est à est-nord-est (Beaud,1985, Lansigu, 1996). L’étude des linéa-tions d’étirement (si tant est qu’il n’y aitpas confusion entre les différentes linéa-tions) donne les mêmes résultats. Notonstoutefois que les cartes de linéationsdonnées par Van Den Driesche et Brun(1991-1992) Brun et Van Den Driesche(1994) présentent des directions sensible-ment différentes NE à NNE, au point dese demander s’il s’agit bien des mêmesstructures qui ont été mesurées.

Les nodules de sillimanite (Bogdanoff,1970) ont été également utilisés parLansigu (1996) et Brunel et Lansigu(1997) pour déterminer les conditions et lacinématique de la formation du dôme. Lesrésultats sont assez analogues à ceux obte-nus par l’étude des stries dans les cisaille-ments et les linéations d’extension : unellipsoïde de déformation d’allongementENE et plan d’aplatissement à faible pen-dage ENE. Toutefois ces résultats doiventêtre sérieusement discutés : il n’est pasexact que ces nodules soient associés augranite du Haut Vialais comme le considè-rent ces auteurs, puisque leur extensiondépasse très largement l’emprise de ce gra-nite (rappelons de plus que le faciès macro-scopique et microscopique de ce granitesont bien différents de ceux du granite duLaouzas et que en l’absence de données



géochimiques, nous ne saurions les assimi-ler). D’autre part l’attitude des nodulesdans d’autres parties de la Zone axiale peutêtre très différente de ce qu’elle est dans ledôme de l’Espinouse : nous avons décrit etfiguré (Demange, 1976 et 1982, affleure-ments du col de Montplo (fig. 92) et deCampautiè (fig. 93) dans l’anticlinoriumde Maurouls - Planacan, loin du granitedu Haut Vialais et même du granite duLaouzas) des nodules de sillimaniteallongés dans la schistosité S1b et/oumarquant la linéation L1b et déforméspar des plis droits P2 et P5 (la numérota-tion des phases dans Demange, 1982, estdifférente de celle employée ici) ; nousavons également figuré des nodulesorientés dans le plan axial de plis en chai-se (attribués à P4 ou peut être flanc deplis P2). Il n’est pas non plus exact queces nodules marquent la culmination dumétamorphisme puisqu’ils se dévelop-pent par lessivage d’alcalins sur les feld-spaths et sont postérieurs aux leucosomesanatectiques ; ils marquent le début d’uneévolution tardive rétromorphique par rap-port à cette culmination du métamorphis-me principal M1. Ces faits enlèvent toutevaleur générale aux résultats de Brunel etLansigu. Il existe peut-être plusieursgénérations de nodules de sillimanite, ceque rien sur le terrain ne vient confirmer ;il est aussi possible que la formation deces nodules due à des circulations defluides tardi-anatectiques s’échelonne surune durée supérieure à celle d’un évène-ment tectonique individuel ; en tous cas,il est certain que ces nodules ne peuventêtre utilisés pour étudier la formation dudôme tardif de la Zone axiale. Nous sui-vons assez volontiers Brunel et Lansigu(1997) pour considérer que dans la partienord-est de la Zone axiale ces nodulesmarquent un allongement E à ENE etconfirment les données des stries et linéa-tions d’allongement, mais il est bien clairque ces mouvements ne peuvent être uti-lisés pour étudier « la déformation et lacinétique » de la formation du dôme...

- Cette tectonique de cisaillement apu recevoir différentes interprétations.Les modèles récents (Van Den Driesscheet Brun, 1991, 1991-1992 ; Brun et VanDen Driessche 1994) qui présentent uneinterprétation très schématique de laZone axiale en « core complex », inter-prètent ces cisaillements comme une tec-tonique en extension liée à la surrection

du dôme et donnent un rôle fondamentalà la faille de Ginestet présentée commeune faille normale affectant presque l’en-semble de la croûte : « fragile » et dont lerejet serait de l’ordre de 10 km.... Celan’est guère raisonnable au vu des faits deterrain et à la structure métamorphiqueprésentés ci-dessus. Le fait que cescisaillements soient postérieurs au méta-morphisme régional principal, que lescharriages soient additifs en non passoustractifs (fig. 4 et 5b, on remarquera lependage de S0-1 systématiquement plusélevé que celui des plans de cisaille-ments, ce qui peut induire une fausseapparence de cisaillement soustractif),que ces cisaillements soient antérieursaux phases souples tardives qui formentle dôme, ne peuvent être interprétés parun modèle de « core complex » en exten-sion. Il est certain que la faille de Ginestetse présente actuellement comme unefaille normale mais ce n’est pas son rejetprincipal ; sa géométrie même est en faitbeaucoup plus celui d’un décrochement,qui vient s’intégrer dans le système de lafaille des Monts de Lacaune (Demange,1993).

En fait, cette tectonique de chevau-chement et cisaillement apparaît associéeà la mise en place des unités occitanesreprésentées dans la partie nord-est de laZone axiale par les unités de la HauteMare, de Murat-Castanet et des Monts deSaint-Gervais. L’importance de ces struc-tures décroît remarquablement depuis lecharriage basal des unités occitanes jus-qu’aux termes plus profonds : ils s’atté-nuent en fait très rapidement enprofondeur... Si l’on admet que lesnappes viennent fondamentalement del’ouest comme de bons arguments enSorézois semblent l’indiquer (Demangeet al., 1997), ce qui est d’ailleurs confor-me à la paléogéographie du Cambrien(Demange 1994a) et au fait que la failledes Monts de Lacaune (et la faille deGinestet) a joué comme un décro-chevau-chement dextre contemporain de la miseen place des nappes (Demange, 1993), lamise en place des écailles de la partienord-est de la Zone axiale se fait vrai-semblablement également par décro-che-vauchement d’ouest en est ou plusvraisemblablement du nord-ouest vers lesud-est en liaison avec le jeu principal dela faille des Monts de Lacaune et de lafaille de Ginestet, qui apparaît alorscomme un satellite de cette structure

majeure. Ce modèle en transpressionrejoint le modèle de mise en place desnappes présenté par Echtler etMalavieille (1990) repris par Lansigu(1996). Un rejeu très tardif des cisaille-ments en extension et de la faille deGinestet (tardi- à post phase P5) est pos-sible mais ce rejeu extensif n’a alorsqu’une importance tout à fait mineure.

En résumé : corrélation entreces différents affleurements-Déplier le dôme de la Zone

axiale

Il est désormais possible de corrélerles différents affleurements (fig. 12), delier les structures cartographiques auxdifférentes phases microtectoniques misesen évidence à l’échelle de l’affleurement etde reconstituer par une série de coupespaléotectoniques l’évolution tardive de laZone axiale qui aboutit au dôme actuel(fig. 13) ; nous inclurons ici la descriptiontectonique de l’enveloppe du massif deNore décrite par Demange, Issard et Perrin(1986) et Demange et Jamet (1986).

Les différentes phases peuvent êtreregroupées en quatre évènements (fig. 3)dont la description étendue à l’ensemble dela Zone axiale (fig. 14) sera développéedans la troisième partie de cet article.

Stades précoces

1) Partout, dans les séries métasédi-mentaires de l’enveloppe, peuvent êtreidentifiées deux phases précoces en plisisoclinaux synschisteux P1a et P1b. Cesplis sont déversés vers le nord et l’exis-tence de critères de polarité dans les for-mations de l’enveloppe (assez abondantspour peu que l’on utilise systématique-ment des lames minces orientées)démontre qu’il s’agit bien du sens dedéversement et non simplement d’unevergence. Ce déversement vers le nordest bien clair pour les plis P1b ; il estmoins net pour les plis P1a puisque ceux-ci sont largement repris par les phasesultérieures ; toutefois, lorsque les plis P1apeuvent être identifiés sans ambiguïté(par exemple ici fig. 6i et 7b) le déverse-ment de ces plis est également nord. Lescritères de polarité ainsi que la non-répé-tition des ensembles lithostratigraphiques(bien définis par leur lithostratigraphiefine et leur géochimie) démontre que ces





Fig.

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phases ne créent aucune grande structuredans l’enveloppe des dômes qui apparaîtcomme globalement monoclinale. Lesfoliations et schistosités les plus pénétra-tives dans les formations métasédimen-taires sont essentiellement de phase P1a ;le plus souvent celle des orthogneiss peutêtre rapportée à ce stade, mais commenous l’avons dit plus haut celle-là n’estpas sans ambiguïté vu les transpositionsde foliation possibles. La taille des plisprécoces observables ne dépasse pasquelques mètres, souvent beaucoupmoins et dans l’ensemble ces phases P1a-bapparaissent de très peu d’importance dansles séries de l’enveloppe. A l’échelle de laZone axiale, ces phases sont en fait lesplus importantes puisqu’elles induisentles grands plis couchés mis en évidencedans le centre et le nord du dôme del’Agout(1) ; leur très faible importancedans l’enveloppe sud et est de ce dômevient de ce que nous restons alors sur unmême flanc de l’un de ces grands pliscouchés, la nappe de l’Espinouse.

2) La phase P2 crée également desplis déversés vers le nord, plus ouvertsque les plis P1 et sans schistosité si cen’est dans les charnières majeures. Lesplis majeurs de cette phase se caractéri-sent en effet par des flancs longs peupentés et des zones de charnière verticali-sant la foliation S1a-b, où les plis P2deviennent très intenses et s’accompa-gnent d’une schistosité de fracture ou destrain-slip. Dans la partie est de la Zoneaxiale, la structure majeure attribuable àcette phase est la retombée nord duCaroux, qui est en fait la zone de charnièred’un pli majeur P2 déversé vers le nord,l’anticlinal du Caroux-Somail.

La retombée nord, verticalisée dudôme du Cabardès, est également unestructure P2 très analogue à la retombéenord du Caroux. Des couloirs hectomé-triques verticalisés de plis P2 ont étédécrits dans le groupe de Saint-Pons −Cabardès au sud du massif de Nore(Demange et al., 1986).

L’attitude originelle des plis P2 peutêtre déduite de l’étude du métamorphismeM1 qui culmine au cours de cette phase (cepoint est développé plus loin dans cetarticle) : les plans axiaux des plis P2 et

l’enveloppe globale du toit des orthogneissprésentaient un plongement vers le sudd’au moins 30 à 40°.

Il est remarquable que la vergence deces structures précoces P1 et P2 (aussi bienà l’échelle des plis individuels que des

structures d’importance cartographique)soit nord : cela n’est pas sans poser de pro-blème par rapport aux modèles cinéma-tiques de cette portion de la chaînehercynienne en faveur actuellement.Pourtant la géométrie des objets est là etces modèles devront en tenir compte...



Fig. 13.- L’évolution tardive de la zone axiale.

Fig. 13.- Late evolution of the Axial Zone.

(1) cf. partie III page 29 et fig. 15a et b.



Fig.

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La phase P3 et la mise en placedes unités occitanes

3) Les plis P3 sont les seuls plis del’enveloppe de la zone axiale déversésvers le sud. Sur le flanc sud du massif del’Agout ces plis, qui restent relativementouverts, ne s’observent que dans la partiesupérieure de l’enveloppe métasédimen-taire ; ils s’atténuent rapidement et finale-ment disparaissent en profondeur. Au suddu massif de Nore ils deviennent plusintenses et une schistosité de strain-slipse développe dans les zones de charnière.Des structures hectométriques de phaseP3 peuvent être mises en évidence danscette région ; par contre l’absence detoute répétition majeure dans la série deSaint-Pons − Cabardès et les critères depolarité dénient tout redoublement tecto-nique majeur comme ceux qui ont étéfigurés par Bonnemaison et al. (1980) etCassard et al. (1993).

4) Les chevauchements et cisaille-ments dans la partie nord-est de la Zoneaxiale sont clairement postérieurs à laculmination du métamorphisme régionalprincipal et aux phases souples précocesP1 et P2 : la base des écailles de la HauteMare et des monts de Saint-Gervais n’estpas impliquée dans la verticalisation duflanc nord du Caroux. D’autres exemplesconfirment cette chronologie : enSorézois où la base des unités d’Arfons etdes Cammazes ne sont pas affectées parla verticalisation du bord nord du dômedu Cabardès ; de même en Minervois, labase des nappes du versant sud est sécan-te sur les plis P3 cartographiques quiaffectent la partie supérieure du groupede Saint-Pons − Cabardès. Les consé-quences de ces observations pour la miseen place des unités occitanes seront déve-loppées plus loin.

Les phases souples tardiveset la formation du dôme

5) La Zone axiale et les unités occi-tanes qui lui sont superposées sontdéformées lors de la phase P4 par unegrande flexure qui verticalise un panneaularge de 10 à 15 km et abaisse le domai-ne situé au sud. Des structures P4 demoindre importance s’observent égale-ment en Cabardès et Minervois, où ellesaffectent en particulier la base des nappesdu versant sud.

6) La phase P5 crée de grands plisdroits très ouverts dont le principal estl’anticlinal de l’Espinouse-Laouzas ;l’anticlinal de Saint-Roger dans le massifde Nore en est une réplique de moindreimportance ; cette phase P5 ne provoqueque des retouches mineures sur l’anticlinaldu Caroux et le synclinal de Rosis.

7) La phase P6 en plis droits de direc-tion 130-140 n’a pas été observée dans lacoupe étudiée. Sur le flanc sud de la Zoneaxiale, elle crée des plis transverses dans larégion de Courniou-les Verreries deMoussans et surtout le grand synclinal(« détroit de Lacombe ») entre les massifsde Nore et du Cabardès.

8) La phase P7, transverse sur lesphases antérieures et interférant avec elles,finit de structurer la Zone axiale en bra-chyanticlinaux elliptiques.

Tectonique de cisaillementet de décrochement tardive

9) La dernière touche est donnée parla tectonique cassante tardive : tectoniqued’extension d’importance tout à faitmineure, décrochements tardi-hercyniens(failles des Monts de Lacaune et deMazamet) et rejeu de ces derniers enfaille inverses lors de la compressionpyrénéenne.

III - L’évolutionde la Zone axiale

La Zone axiale a été étudiée depuis1973 selon la méthode exposée précédem-ment : cartographie à 1/10 000 (la com-plexité des structures et la variété desterrains imposent une telle échelle) asso-ciée à l’étude des « petites » structures,l’une éclairant l’autre. Le lecteur pourrapeut être s’étonner de la précision descartes publiées dans un pays aussi couvertque le versant atlantique de la Zone axiale :les affleurements sont quasi continus surles reliefs du versant sud et dans les vastesretenues hydrauliques lorsqu’elles sontmises à sec , mais, en dehors de ces zones,il existe suffisamment d’affleurementsmême si ceux-ci sont parfois petits, dis-persés et pas toujours au bord des routes ;enfin les pistes et travaux de reboisementoffrent des coupes quasi continues.

Le travail de terrain et travail de labo-ratoire sont étroitement associés : le méta-morphisme a été étudié conjointement àl’étude structurale ; la géochimie a étéemployée essentiellement pour caractériseret corréler les formations.

Les huit phases tectoniques (au sensgéométrique défini plus haut) décrites ci-dessus dans l’enveloppe orientale de laZone axiale ont été identifiées de proche enproche à travers l’ensemble de la Zoneaxiale. De façon remarquable, toutes cesphases apparaissent responsables de struc-tures d’importance cartographique. Nouspouvons désormais interpréter ces« grandes » structures en termes dephases tectoniques, regrouper lesdiverses phases géométriques en stadesd’évolution dynamiques/cinématiquessuccessifs continus ou contrastés et tenterune synthèse de l’évolution tectono-métamorphique de la Montagne noire.

Le métamorphisme nous indique lesconditions dans lesquelles s’est déroulée ladéformation et même, imposent certainescontraintes quant à la géométrie même desstructures.

La mise en place des roches magma-tiques permet théoriquement la datation deces évènements tectoniques. Les donnéesgéochronologiques sont actuellement trèsinsuffisantes ; du moins les roches magma-tiques permettent-elles un calage relatif.Les âges sur minéraux permettent d’appré-cier le refroidissement.

Toutes les données structurales, mag-matiques et métamorphiques convergentpour démontrer que l’évolution de laZone axiale comprend trois stades biendistincts :

- un stade précoce syn-métamorphe(métamorphisme régional majeur M1, etreliques d’un métamorphisme antérieurM0) correspond aux phases P1 à P2 , cestade se termine par la mise en place degranites précoces (qui se sont pas actuelle-ment datés) ;

- la mise en place des unités alloch-tones occitanes au Viséen supérieur -Namurien est postérieure à cette tectoniqueet ce métamorphisme précoces ;

- l’ensemble, Zone axiale s.s. à valeurd’autochtone relatif, et unités allochtonesest repris par un stade tardif polyphaséqui conduit à la formation du dôme etdont l’âge s’achèverait au Westphaliend’après les datations Ar39/Ar40 (Costa,



1990). La mise en place de différents gra-nites à des niveaux structuraux plus oumoins profonds post-date la formation dece dôme.

L’évolution tectono-métamorphique précoce P1-P2 et les granites précoces

Les structures P1

Partout deux évènements précoces enplis isoclinaux peuvent être reconnus : P1aresponsable de la foliation régionale et P1bsouvent également synschisteux. A vraidire ces deux phases ne se distinguent bienque lorsqu’elles sont toutes deux présentessur un même affleurement. La polarité bienétablie des séries de l’enveloppe démontresans ambiguïté que ces plis sont déversésvers le nord (ou nord-ouest) : les exemplesdéveloppés précédemment en sont l’illus-tration. Dans l’enveloppe, ces phases neproduisent aucune structure d’importancecartographique : à ce stade les groupes deSaint-Pons − Cabardès et du Roc Suzadoudemeurent pratiquement monoclinaux eten position globalement normale.

Dans le centre et le nord de la Zoneaxiale, ces phases P1 forment des pliscouchés d’importance cartographique,qui peuvent être démontrés sans aucunehypothèse sur les rapports entre ortho-gneiss et séries métasédimentaires : eneffet puisque la lithostratigraphie dugroupe métasédimentaire de La Salvetatest suffisamment diversifiée, la cartogra-phie fine des niveaux repères et la ver-gence des structures microtectoniquesdans les séries métasédimentaires démon-trent l’existence de grands plis couchésvers le nord (s.l.).

Par exemple la carte et les coupes dela Serre de Nages (Demange, 1975,fig. 15), figure l’un de ces plis couchésles plus remarquables (fortement déformépar les phases tardives E-W P5 et NNE-SSW P7). Les charnières de ces plis sontdes structures de phase P1b (qui repren-nent foliation et linéation P1a). Le déver-sement apparent de la structurecartographique se fait vers le nord-ouest ;mais n’oublions pas que cette carte nereprésente qu’une moitié de cette structure,puisque cette nappe est déformée parl’anticlinal P7 du Montalet, et que l’autremoitié, symétrique, s’observe sur le flancouest de ce pli (fig. 1-14 et voir feuille

1/50 000 Lacaune). Le sens de déverse-ment peut être apprécié en construisant lesvecteurs glissements, par la méthodeexposée dans la première partie, puisqueles charnières P1b reprennent la linéationP1a. Les figures 15c et 15d présentent cetteconstruction pour des plis mesurés à laTourelle dans les quartzites de la formationde Puech Plo (fig. 15c) et aux Rieules dansles orthogneiss rubanés et les amphibolitesde la formation de Murat (fig. 15d). Lesvecteurs glissements construits ont desdirections NE à La Tourelle (très analogueau vecteur glissement construit pour un pliP1b à la forêt des Ecrivains Combattantsfig. 2b, mais avec une certaine incertitudevu la difficulté des mesures..) et nord auxRieules. Ce vecteur glissement construitest très analogue à la linéation d’allonge-ment déduite aux Rieules de la déforma-tion de phénocristaux (Mattauer,communication orale).

Or le groupe de La Salvetat peut êtrecorrélé avec le groupe de Saint-Pons −Cabardès qui forme l’enveloppe sud etest de la Zone axiale. Le groupe de LaSalvetat comprend les termes suivants, dehaut en bas (fig. 15-16, Demange, 1975) :

- formation de Nages caractérisée parl’abondance des niveaux carbonatés,marbres et gneiss-à-silicates-calciques etde niveaux graphiteux ; à ces termesgréso-carbonatés succède (peut être enpartie en équivalent latéral) un termesupérieur pélitique, la formation de LaCabanelle ;

- formation de Murat, formée d’ortho-gneiss acides ferriféres stratifiés, à inter-calations métasédimentaires, interprétéecomme un complexe volcanique etvolcano-sédimentaire (peut être plutono-volcanique = quelques sills), datée à 532 ±13 Ma (Ducrot et al., 1979) ;

- formation d’origine gréso-pélitique dePuech Plo, divisée, dans les parties pro-fondes de la Zone axiale en :

- Puech Plo supérieur d’origine gréseuse,débutant localement par des quartzites,

- Puech Plo moyen d’origine pélitique,

- Puech Plo inférieur d’origine gréseuse(avec quelques niveaux de gneiss-à-sili-cates-calciques et d’orthoamphibolites).

Les formations de Puech Plo supérieur,de Murat et de Nages se corrèlent sans dif-ficultés tant en termes lithostratigra-phiques que géochimiques avec les

faisceaux b, c et d-e du groupe de Saint-Pons − Cabardès. Les parties inférieures etmoyennes de la formation de Puech Plon’ont pas d’équivalents sur le flanc sud :ou bien, et c’est l’hypothèse que nouspréférons, ces formations représentent uncycle sédimentaire indépendant qui n’apas d’équivalent au Sud ; ou bien ces for-mations représentent des terrains métasé-dimentaires anciens dans lesquels lesorthogneiss du groupe du Somail seraientintrusifs (ce qui aurait l’avantage d’expli-quer la multiplication des bandelettes d’or-thogneiss dans le centre du massif, quis’interprèteraient comme autant de sills).

Quoiqu’il en soit l’essentiel du groupede La Salvetat dans le centre et le nord dela Zone Axiale est bien l’équivalent dugroupe de Saint-Pons − Cabardès qui enconstitue l’enveloppe au sud.

Les formations métasédimentairesqui entourent les lames d’orthogneiss duSomail sont bien identiques à traverstoute la Zone axiale ; les lames d’ortho-gneiss sont séparées par des synclinauxcouchés de formations métasédimen-taires symétriques et viennent s’encapu-chonner au nord dans des plis couchésbien dessinés par la lithostratigraphie deces formations. Dans les zones qui sontrestées relativement plates lors desphases ultérieures, cette disposition des-sine une remarquable structure en écaillesd’oignons imbriquées. Celà justifie doncl’interprétation de la Zone axiale enterme de grands plis couchés précoces,quelle que soit l’hypothèse que l’on fassesur les orthogneiss, intrusions ou beau-coup plus vraisemblablement socle. Cesplis couchés sont tout à fait analoguesaux nappes penniques alpines.

Les unités suivantes ont été reconnues,de haut en bas : nappe de l’Espinouse,nappe du Concord, séparée de la précé-dente par le synclinal de Fraïsse, nappe deNages et unités profondes du Laouzas(Demange, 1975).

Les structures P2

La phase P2 produit des plis à vergencenord très dissymétriques :

- flancs longs réguliers (peu pentés endehors du domaine verticalisé par la phaseP4) où les plis demeurent rares et où laschistosité S2, mal exprimée, demeure trèsproche de la stratification (et de la foliationS1) (dans les zones demeurées peu pentées



cette schistosité S2 est en général moinspentée que S0-1) ;

- zones de charnières intensémentplissées où la série (déjà déformée et foliéepar P1) se verticalise ou se renverse, où lesplis P2 deviennent très intenses et où sedéveloppe une schistosité plus ou moinspénétrative, S2, sub-orthogonale à S0-1.

De tels couloirs hectométriques ontpu être cartographiés sur le flanc sud dumassif de Nore (Demange, Issard etPerrin, 1986) ; mais les structuresmajeures de l’enveloppe lors de cettephase sont les couloirs verticalisés desflancs nord du Caroux et du massif duCabardès.

Dans le centre du massif de l’Agout,cette phase est responsable de l’anticlino-rium de Mauroul-Planacan et du synclino-rium du col de Fontfroide : l’anticlinoriumde Mauroul-Planacan bien mis en évidenceau nord-ouest d’Olargues dans le cirque deMaurouls - col de Fontfroide (Demange,1975) ramène la série de La Salvetat enposition anticlinale sous les orthogneiss duSomail. Cette structure peut être tracéedans tout le massif. On la suit vers l’est oùelle forme des bandelettes, ployées parl’anticlinal tardif P5 de l’Espinouse, quiviennent s’encapuchonner vers le norddans les orthogneiss (fig. 1 et 14) ; la zonede charnière s’observe dans le ravin duHaut-Vialais avec des plis couchés symé-triques qui affectent la foliation des ortho-gneiss au Pas de Lauze, en plein sur l’axede l’anticlinal de l’Espinouse (fig. 12). Lesplis à vergence nord du flanc normal de cetanticlinorium s’observent de façon trèscommune, basculés par la phase P5, sur leflanc nord de l’Espinouse, (où ils sontd’ailleurs repris par la tectonique decisaillement).

D’autres structures moins importantesont été reconnues dans les parties pro-fondes du massif de l’Agout. Il existe enparticulier un grand pli P2 qui déforme lesynclinal de Fraïsse à l’ouest de LaSalvetat ; la reprise par ce pli P2 du syncli-nal P1b de Fraïsse se traduit sur la carte parune remarquable figure d’interférence en Z.

Le métamorphisme précoce M0-M1

Lors des phases précoces, se développeun remarquable métamorphisme progradedepuis l’épizone jusqu’à la catazone dansle centre du massif de l’Agout. L’étude dece métamorphisme permet de déterminer

les conditions physiques du développe-ment de ces phases précoces. Isogrades etfaciès en mésozone (fig. 17-18) ont étéprésentés et discutés dans de nombreusespublications depuis 1976, aussi nous bor-nerons-nous à en présenter ici la synthèse.Dans le domaine catazonal (zone sillima-nite + feldspath potassique), il n’existepas d’isograde évident mais les variationsde composition des minéraux permettentde dessiner la structure thermique de cedomaine (Demange, 1982) : les teneurs enmanganèse des grenats décroissent réguliè-rement à métamorphisme croissant, aussila carte des teneurs en manganèse des gre-nats catazonaux (du moins de leur cœur,fig. 26) est-elle une bonne image de cettestructure thermique. L’anatexie est géné-rale dans tout ce domaine catazonal maisdemeure modérée : on n’observe guère à cestade que des migmatites lit par lit (qui sontd’ailleurs reprises en enclaves dans le gra-nite migmatitique à cordiérite du Laouzas).

L’examen des rapports entre la cris-tallisation des minéraux et les structurestectoniques (comme par exemple l’obser-vation de cordiérite englobant la foliationP1a et plissée par les plis P1b, provenantdu versant nord de la Zone axiale,Demange, 1980-1981) montre que lemétamorphisme régional principal M1est contemporain des phases précoces. Cemétamorphisme culmine au cours de laphase P2 ou peu après : ainsi les iso-grades sont-ils clairement sécants sur lazone verticalisée nord Caroux, c’est-à-dire sur une structure P2 (fig. 4).

Le métamorphisme régional principalM1 est incontestablement antérieur à lamise en place des unités occitanes puisquecelle-ci s’accompagne d’écaillages où desterrains plus métamorphiques sont charriéssur des domaines moins métamorphiques.Cet écaillage est bien mis en évidence dansles Monts de Saint-Gervais, dans le dômede Viane et surtout en Sorézois :

- nous avons décrit plus haut, dans lesMonts de Saint-Gervais, l’écaille deCabausse à andalousite-staurotide, charriéede façon spectaculaire sur les terrains épi-zonaux ou de la zone de la biotite de laZone axiale s.s. ; de même l’unité deMurat - Castanet qui présente un métamor-phisme de la zone de la biotite, est charriéesur l’unité de la Haute Mare, épizonale ;

- dans la partie sud des Monts deLacaune, le dôme de Viane (à l’ouest deLacaune) montrent différentes écailles dont

le métamorphisme prograde croît du nordau sud ; mais cet écaillage est clairementpostérieur au métamorphisme puisque,systématiquement, les terrains les plusmétamorphiques d’une écaille donnéereposent sur des terrains relativementmoins métamorphiques de l’écaille sous-jacente : zone de la biotite à la base del’unité des ardoisières sur zone de lachlorite au nord de l’unité de la Quille ; ter-rains à cordiérite ou andalousite de labase de cette unité reposant sur les ter-rains épizonaux de l’unité du Thioys ouceux de la zone de la biotite de celle deCuillé - Le Teil.... (fig. 17 et Demange etal., 1995) ;

- les superpositions anormales les plusremarquables s’observent en Sorézois(fig. 19) où non seulement des terrains plusmétamorphiques reposent sur des terrainsrelativement moins métamorphiques maisoù aussi les types de métamorphisme desdifférentes unités sont différents.L’extrémité occidentale de la Montagnenoire montre très clairement les rapportsentre le domaine des nappes et la Zoneaxiale ; en effet parmi les unités super-posées les deux supérieures se rattachentau domaine occitan et les quatre inférieuresau domaine catalan (Demange, 1994b ;Demange, Mouline, Alabouvette, 1997).La succession des unités et leur métamor-phisme sont les suivantes de haut en bas :l’unité cambrienne du Désert de Saint-Férréol montre de la biotite dans ses gréso-pélites ; elle repose sur la partie épizonalede l’unité de Durfort qui montre un méta-morphisme prograde de très basse pressionavec la succession + biotite, + cordiérite, +andalousite (avec en particulier la para-genèse à {andalousite + grenat} ) ; l’unitédes Cammazes montre un métamorphismeinverse avec zones de l’andalousite puisdu grenat (abondant) dans sa partie supé-rieure, superposées à celles de la biotite etmême localement de la chlorite ; l’unitéd’Arfons montre au contraire un métamor-phisme prograde également de basse pres-sion avec successivement + biotite, +cordiérite, + andalousite, grenat et stauroti-de demeurent inconnus ; l’unité de LaLoubatière (pour autant que le métamor-phisme régional prograde ne soit pasmasqué par le métamorphisme de contactdes granites tardifs) appartient pour l’es-sentiel aux zones de la chlorite et de labiotite, seule son extrême base montre dela cordiérite ; enfin la Zone axiale s.s.montre un métamorphisme prograde avec





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successivement zones de la staurotide, del’andalousite et de la sillimanite. Lescontacts entre chacune de ces unités super-posées s’accompagnent de cisaillements oùles associations mésozonales sont rétro-morphosées dans la zone de la biotite ouplus fréquemment dans celle de la chlorite.La pile d’unités superposées est déforméeen un vaste synforme par différentesphases tardives assimilables aux phases P5à P7.

Ainsi de façon générale, les isogradessont partout recoupés par les charriagescisaillants liés à la mise en place des unitésoccitanes (fig. 17). L’observation micro-scopique confirme d’ailleurs que la plupartdes minéraux métamorphiques sont anté-rieurs à la linéation de crénulation 4.

Dans le domaine mésozonal, ce méta-morphisme régional principal M1 présentedes variations importantes à travers la Zoneaxiale, qui sont soulignées par la positionrelative des isogrades, les différents facièsde métamorphisme et la composition desminéraux associés (Demange, 1982, et àparaître) : le métamorphisme varie depuisun type de moyenne pression dans larégion de Labastide-Rouairoux (Demangeet Jamet, 1986) jusqu’à des types de trèsbasse pression au nord dans la région deMurat (Demange, 1980-1981) ou dans ledôme de Viane au sud des Monts deLacaune (Landes 1981, Debertrand, 1983)en passant par différents types intermé-diaires de basse pression dont les coupestypes peuvent être prises en Saint-Ponais(Demange et Gattoni, 1976), au sud-est duCaroux ou dans le synclinal de Rosis(Herrera-Urbina, 1987) (fig. 19-20).

Ces différents types de métamorphimese répartissent régulièrement à travers laZone axiale en des bandes ENE-WSW(d’autant plus évidentes que l’on annulel’effet des chevauchements et décroche-ments post-M1) depuis le type de moyennepression dans la région de Labastide-Rouairoux au sud jusqu’aux types de trèsbasse pression au nord (fig. 21) : à unmême degré de métamorphisme, c’est-à-dire à des températures équivalentes, ilexistait des différences de pression d’aumoins 3 kb entre le sud et le nord de laZone axiale (Demange, 1982 et àparaître). La coupe 22a, dessinée à lamême échelle dans les deux dimensions,fait ressortir l’incompatibilité de cettestructure métamorphique avec la géométrieactuelle. Il nous faut annuler l’effet des



Fig. 15c.- Exemple de grande structure en plis couchés : la Serre de Nages. Diagramme La Tourelle.Fig. 15c.- Example of a major recumbent fold: Serre de Nages.La Tourelle Schmidt diagram.

Fig. 15d.- Exemple de grande structure en plis couchés : la Serre de Nages. Diagramme Les Rieules.Fig. 15d.- Example of a major recumbent fold: Serre de Nages. Les Rieules Schmidt diagram.

phases tardives qui forment le dôme de laZone axiale (la figure 22b a été dessinée ense basant sur la reconstitution de la forma-tion des dômes de la figure 13) et reconsti-tuer la structure métamorphique aumoment de sa culmination lors de la phaseP2, peu avant la mise en place des nappesoccitanes. La morphologie des objetsgéologiques et les données du métamor-phisme, en particulier les données sur lespressions, c’est-à-dire sur la profondeur,sont parfaitement compatibles : les plansaxiaux des plis P2 et l’enveloppe du toitdes orthogneiss présentaient un plon-gement vers le sud d’au moins 30 à 40°.

L’état métamorphique que nousobservons, est l’état lors de la culmina-tion du métamorphisme, au cours de laphase P2 ou peu après. Nous n’avons pasde données aussi précises pour reconsti-tuer l’état antérieur. Seules subsistent decette évolution métamorphique précoceM0 de rares reliques :

- les très rares reliques de disthènesignalées à la périphérie du Caroux(Bouchardon et al., 1979) et au sud dumassif de Nore (Beaud, 1981) ; cesreliques s’observent dans une région dontle métamorphisme régional est de typeandalousite-sillimanite et ne sauraientêtre confondues (Brun et Van DenDriessche, 1996) avec le disthène typo-morphe de la région de Labastide-Rouairoux où tout indique qu’il s’agitbien du métamorphisme M1 (Demange etJamet, 1985) ;

- des éclogites (de relativement bassepression) s’observent dans la partie sud dela Zone axiale (Demange, 1985 ;Alabouvette et Demange, 1993). Ces éclo-gites se localisent soit à la base du groupede Saint-Pons − Cabardès (éclogite duCabardès) ou dans les paragneiss qui for-ment de fines bandelettes qui séparent lesunités orthogneissiques majeures dans lesud du massif de l’Agout. L’évolutionmétamorphique de ces éclogites comprendun stade prograde (spinelle relique dans legrenat de l’éclogite de l’Airette) et un staderétrograde en faciès amphibolite compa-tible avec le métamorphisme M1. On neconnaît que cinq occurrences d’éclogitesmais des textures provenant vraisemblable-ment de la recristallisation de kélyphites’observent dans une dizaine d’échan-tillons provenant de cette même régionsuggérant que les éclogites aient été plusabondantes. La composition chimique de

ces éclogites correspond aussi bien àcelle des ortho-amphibolites interstrati-fiées dans la série qu’à celles des intru-sions basiques syntectoniques précoces.Ce qui est argument supplémentaire pourle caractère familier et syntectonique deces éclogites. Rien ne permet de dire sices éclogites sont réellement autochtonesou allochtones mais les caractères précé-dents montrent qu’elles ne sont certaine-ment pas étrangères à leur environnement

(contrairement à l’hypothèse de P.H.Thompson, 1989).

Tous ces indices de moyenne à hautepression du stade M0 se localisent dans lapartie sud de la Zone axiale, précisémentdans la zone des racines des grandesnappes penniques P1. Ces indices suggè-rent que l’évolution précoce P1 de cettepartie de la Zone axiale s’est faite encoreà plus grande profondeur que lors de la



Fig. 16.- Corrélations entre les groupes de Saint-Pons − Cabardès et de La Salvetat. Différenteshypothèses quant aux rapports entre orthogneiss du Somail et formations métasédimentaires et à ladéfinition d’un socle.

Fig. 16.- Correlation between the Saint-Pons − Cabardès and La Salvetat groups. Various hypothesesconcerning relationships between the Somail orthogneiss and the paragneiss formations, and thebasement definition.

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Nous proposerons plus loin un modè-le conciliant cette attitude et la vergencenord des structures précoces avec lesdéversements précoces vers le sudobservés plus au nord dans la chaîne outransportés dans les nappes du flanc sud(si tant est que ces stades soient de mêmeâge et puissent être parallèlisés).

Le magmatisme précoce

Un magmatisme complexe et variéaccompagne ces évènements tectono-métamorphiques précoces et permet deles caler :

- les roches basiques à intermédiairesforment des sills un peu partout en Zoneaxiale ; ces roches ont des compositionschimiques caractéristique de zonesorogéniques (série calco-alcaline et sériesub-tholéïtique pauvre en titane) ; cer-tains affleurements les montrent sécantessur la foliation P1a mais elles-mêmesfoliées et leur foliation est replissée parP1b et les phases ultérieures ; ces rochesont été rééquilibrées dans le métamor-phisme M1 ; certaines même ont été éclo-gitisées lors du métamorphisme M0 ;

- le granite du Montalet (de chimismecalco-alcalin relativement ferrifère) formedes intrusions et des laccolites dans la par-tie nord-ouest de la Zone axiale, sécantessur les structures P1 (fig. 1 et 23) ; ce gra-nite est folié (plus d’ailleurs à la périphériedes différents corps qu’en leur partie cen-trale) et sa foliation est déformée par lesphases tardives à toutes échelles ; ce grani-te est donc anté- à syn- P2 ;

- à l’extrême ouest de la Montagnenoire, le granite de Labecède-Lauragais

est une intrusion sécante sur le pli P2 quiverticalise le bord nord du dôme duCabardès et sur les isogrades du méta-morphisme M1 ; par contre ce granite esttronqué par les chevauchements de basedes unités des Cammazes et d’Arfons ;alors que les parties profondes de ce gra-nite demeurent isotropes, une foliation deplus en plus pénétrative s’y développelorsque l’on se rapproche de ce chevau-chement majeur ;

- de nombreuses pegmatites périana-tectiques en petits corps forment une cou-ronne autour de la catazone de la Zoneaxiale ; ces pegmatites sont précoces :elles sont déformées par les phases tar-dives en particulier la phase P5 (fig. 7a) ;certaines sont contrôlées par les fracturesen plan axial des plis P2.

L’âge des évènements précoces

Les événements tectono-métamor-phiques précoces sont incontestablementantérieurs au chevauchement des unités



Fig. 18.- Enchaînement des faciès de métamorphisme en Montagne noire.Bt = biotite ; Chl = chlorite ; Cld = chloritoïde ; Crd = cordiérite ; Grt = grenat ; St = staurotide ; And = andalousite ; Ky = disthène ; Sil = sillimanite.

Fig. 18.- Suites of medium-grade metamorphic facies in the Montagne Noire.Bt= biotite; Chl= chlorite; Cld= chloritoid; Crd= cordierite; Grt= garnet; St= staurolite; And= andalusite; Ky= kyanite; Sil= sillimanite.



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L’étude des terrains dévoniensautochtones ou sub-autochtones (unitésde Fournes en Saint-Ponais et de Sérièsen Minervois) fournit une limite d’âgeinférieure : pour autant que l’on puisselire les plis dans des calcaires souventmassifs et qui recristallisent facilement,ces terrains dévoniens semblent bienmontrer les mêmes phases tectoniquesque les groupes du Roc Suzadou et deSaint-Pons − Cabardès sous-jacents.

Cela semble exclure pour les événe-ments P1, P2 et M1 un âge calédonien ; lacontinuité et l’évolution paléogéogra-phique du Dévonien en Montagne noireexcluent également un âge acadien (intra-

dévonien...) − Si tant est toutefois qu’uneévolution sédimentaire superficielle puisseenregistrer des évènements tectono-métamorphiques « en profondeur ». Unâge précambrien doit être égalementexclu étant donné l’âge cambrien del’orthogneiss de Murat. L’âge de la struc-turation tectono-métamorphique précocede la Zone axiale est donc très vraisem-blablement, hercynien précoce.

Les données géochronologiques sonttrès insuffisantes ; beaucoup sontanciennes et n’ont pas toujours été faitesaprès une étude géologique convenable etles données récentes ne se sont guèreattachées qu’aux phénomènes tardifs et àla retombée du métamorphisme.

Les événements magmatiques pré-coces permettent un calage précis desdifférents événements tectoniques.Malheureusement, il n’existe aucune

datation de ces intrusions. Au cœur del’anticlinal de l’Espinouse, le granite tar-dif du Haut-Vialais (qui est bien différentdu granite du Laouzas) post-date les plisP5 (et sans doute également P7) ; la data-tion par U/Pb sur monazite et zirconabrasé à 327 ± 5 Ma , fournit donc un âgeminimum possible pour les événementsP2 et M1.

L’ensemble des données géochrono-logiques sur la Zone axiale (Vachette,1967; Roques et Vachette, 1970 ; Hamet,1975 ; Cantagrel, 1973 ; Gebauer 1974 ;Gebauer et Grünenfelder, 1976, 1977,1982 ; Carpéna, 1980 ; Baubron etDuthou, 1982 ; Costa, 1990) définit deuxgroupes d’âges :

- un premier groupe compris entre346 et 334 Ma, correspond sans doute aumétamorphisme régional prograde M1 ;en particulier les données Rb-Sr sur les



Fig. 20.- Les différents types de métamorphisme.

Fig. 20.- The various types of metamorphism.



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muscovites de la base de la mésozone,qui ne semblent pas avoir été portées au-dessus de 600°, enregistrent la culmina-tion ou le début de la retombée dumétamorphisme vers 335-330 Ma ;

- un second groupe compris entre 316et 305 Ma, correspond aux évènementstardifs.

Dans les Monts de Lacaune, seulssont reconnus les âges précoces : lesdonnées de Vachette (1967) (Rb/Sr micasdans le dôme de Viane) et de Costa(1990) (39Ar/40Ar sur micas dans lesunités du Mendic et de Saint-Salvi-de-Carcavès), fixent à 330 ± 3 Ma laretombée du métamorphisme.

Dans l’état actuel des données, nousconsidèrerons donc que les évènements

tectono-métamorphiques précoces de laMontagne noire sont d’âge carbonifèreinférieur, et plus précisément viséen.

Un modèle

Dans cette hypothèse, la tectoniqueprécoce de la Montagne noire et le méta-morphisme M0-1 qui lui est associé, sontdonc contemporains de la formation dubassin d’avant pays dévonien supérieur -viséen du sud de la France. Cette tecto-nique est antérieure à la mise en placesynsédimentaire dans ce bassin des nappesoccitanes relativement superficielles ; elleest postérieure à la structuration majeuredes zones internes métamorphiques de lachaîne.

Il nous faut donc concilier les évène-ments suivants :

- l’histoire de ce bassin sédimentaire,totalement établi sur croûte continentale,très fortement subsident et où règnent desconditions pélagiques distales de la fin duFamménien au Viséen supérieur, périodependant laquelle ne se déposent quequelques dizaines de mètres de radiola-rites, de calcaires noduleux et de turbi-dites silico-carbonatées ; la reconstitutiondes nappes dans leur patrie d’origine(Demange, 1994a), suggère que la margenord de ce bassin et le talus se situaient aunord (ou nord-ouest) de l’actuelle Zoneaxiale ; aucun volcanisme distensif n’estconnu dans ce bassin, ce qui exclut desmodifications drastiques de la thermicitéde la lithosphère qui la porte ;



Fig. 23.- Niveau de mise en place des différents massifs granitiques de Montagne noire en fonction :- du niveau structural en distinguant de haut en bas, les unités allochtones (gris clair) ; les unités para autochtones des Cammazes, d’Arfons et de la Loubatière

et la Zone axiale s.s. où sont distinguées les séries métasédimentaires (blanc) et orthogneiss (en gris foncé) ;- de la structure métamorphique telle qu’elle ressort de la cartographie des isogrades (fig. 17) et de la discussion de l’évolution métamorphique.

Fig. 23.- Level of emplacement of the various granitic massifs according to:- the structural level with identification of the following units from top to bottom: allochthonous units (light grey); parautochthonous units (Les Cammazes,

Arfons and La Loubatière) and the axial zone s.s. (white = metasedimentary formations; dark grey = orthogneiss);- the metamorphic structure as outlined by the isograd map (Fig. 17) and discussion of the metamorphic evolution.

- le déversement globalement vers lenord (ou nord-ouest) des phases P1 et P2 etdes grandes nappes créées par ces phasesdans un orogène où les unités allochtonesinternes superficielles sont déversées glo-balement vers le sud (à sud-est) au moinsjusqu’au Tournaisien 350 Ma (Guérangé-Lozes et Burg, 1990) ;

- la répartition des différents types demétamorphisme contemporain de cettetectonique dans l’espace avec des zonesde plus forte pression, au sud de la Zoneaxiale, et dans le temps avec une évolu-tion depuis un métamorphisme de hautepression vers des pression plus faibles ;

- le magmatisme précoce où des rochesbasiques typiquement calco-alcaliness’associent à des tholéïtes pauvres en titaneet où le granite du Montalet définit aussiune série d’affinité calco-alcaline remar-quablement calcique (et ferrifère).

Par contre l’existence de plis couchéssynschisteux à vergence sud dans ledomaine occitan (nappes du versant sud,monts de Lacaune, Albigeois) n’est pasincompatible avec l’existence de pliscouchés synschisteux à vergence nord P1et P2 en Zone axiale, puisque ces diffé-rentes phases ne sont pas corrélablesentre les deux domaines et ne sont pascontemporaines : les plis à vergence suddu domaine occitan (post-tournaisiens) secorrèlent avec les plis P3 de la Zone axialedont nous discuterons plus loin.

L’orogenèse hercynienne du sud de laFrance résulte fondamentalement de lacollision entre un promontoire duGondwana et diverses plaques ou micro-plaques qui en constituent actuellementles zones internes (Matte, 1986). LaMontagne noire se situe sur la marge nordde ce promontoire du Gondwana où lesdiverses formations paléozoïques se sontpartout déposées sur une croûte continen-tale précambrienne, le craton catalan(Demange, 1994a).

La collision des unités internes pro-voque un flambage (« buckling ») ducraton catalan. Ce flambage de la croûtede la marge du Gondwana induit la fortesubsidence du bassin viséen qui s’inter-prète donc comme un bassin d’avantpays, soit en compression soit, plus vrai-semblablement en transpression (maisdans cette dernière hypothèse la localisa-tion des accidents transcurrents demeurequelque peu spéculative). La future Zone

axiale se localise alors sur la marge nord(nord-ouest) de cette zone de buckling,dans une zone de flexuration importante.La géométrie même de cette zone de« buckling » impose qu’il existe sur sabordure nord de grands cisaillements à ver-gence nord (fig. 24). Ainsi peuvent s’expli-quer les grandes lames de gneiss œillés, àvaleur de nappes de socle, qui forment lesnoyaux de plis couchés bien marqués dansles séries métasédimentaires qui enconstituent l’enveloppe (et originelle-ment la couverture). Les injections mag-matiques précoces et particulièrement lesinjections basiques et intermédiaires syn-P1 sont contrôlées par ces cisaillements.Ce dispositif présente un fort pendage versle sud cohérent avec la structure métamor-phique et la localisation des éclogites.

Les modèles récents de la chaîne her-cynienne méridionale admettent que lalithosphère chaude des domaines interneschevauchent l’autochtone relatif en avantpays ; toutefois dans ce modèle, l’autoch-tone relatif, auquel appartient laMontagne noire, apparaît comme unelithosphère froide et rigide, incapable deproduire les granitoïdes précoces (datésvers 350-355 Ma dans le Lévezou et lesCévennes). Le dispositif que nous propo-sons, assez voisin d’une subductioncontinentale, si l’on admet que lescisaillements du bord nord de la zone debuckling s’étendent à l’ensemble de lacroûte, reste compatible avec le charriagedes zones internes vers le sud mais per-met aussi d’expliquer le magmatismecalco-alcalin précoce de la Zone axialequi inclut une grande variété de rochesbasiques à intermédiaires et des grani-toïdes tel, le granite du Montalet que sescaractères leucocrate, calcique et fort peupotassique apparentent aux granites deszones de subduction.

Enfin ce même dispositif explique lereploiement des structures P1 par laphase P2 ; l’intensité de la déformationest alors moins forte et l’ensemble dusystème commence à remonter (fig. 13 et22b).

Ce modèle peut être complété et éten-du, dans l’espace à l’ensemble de la chaî-ne hercynienne méridionale, et dans letemps à l’ensemble de l’orogène hercy-nien, en imaginant un découplage de lalithosphère des zones internes entre unepartie supérieure chevauchant l’ « autoch-tone relatif » (ici les unités occitanes et

albigeoises) qui, elles-mêmes, chevau-chent le craton catalan, et une partie pro-fonde sous-charriée sous le sud du Massifcentral et les Pyrénées. Cette subductionprofonde serait alors la source du magma-tisme d’affinité calco-alcaline de cesrégions. Toutefois cette dernière hypothè-se demanderait pour le moins à êtreétayée par des données géophysiques surla structure profonde de cette partie de lachaîne hercynienne.

La phase P3 et la mise enplace des unités allochtones

occitanes

La phase à vergence sud P3

Les plis de phase P3 sont les seuls plisdéversés vers le sud sur le flanc sud de laZone axiale. Dans le massif de l’Agout ,ces plis semblent confinés à la partiesupérieure des séries de l’enveloppe et ilsdemeurent ouverts, sans schistosité et depeu d’importance. Au sud du massif deNore, il a été décrit (Demange et al.,1986) des plis à vergence sud, plus serrés,à tendance isoclinale et qui s’accompa-gnent d’une schistosité de strain-slip. Ilest probable, mais non certain, que cesplis puissent être identifiés aux plis P3 duSaint-Ponais. Cette phase forme alors desstructures hectométriques organisées encouloirs : l’un a pu être suivi à traverstout le Cabardès dans la partie médianedu groupe de Saint-Pons − Cabardès(faisceau g) ; les autres forment une sériede plis en échelon au sommet des «schistes X » ; ces derniers plis impliquentle groupe du Roc Suzadou mais sont tron-qués par le contact basal des nappes(fig. 14).

En Sorézois, ces plis P3 à vergencesud sont les plis les plus évidents et sontresponsables des structures cartogra-phiques dans les unités des Cammazes,d’Arfons et de la Loubatière (Demange etal., 1997). La schistosité régionalemajeure est associée à ces plis et effacelargement les structures antérieures(foliation, linéation et petits plis isocli-naux). L’unité des Cammazes où la sériestratigraphique et les isogrades de méta-morphisme sont en position inverse,représente d’ailleurs probablement leflanc inverse d’un grand pli P3 dontl’unité d’Arfons correspondrait au flancnormal. Celà implique donc que le méta-



morphisme M1 soit clairement antérieurà la phase P3, du moins dans les zonesplus superficielles.

Il est sans doute imprudent de corrélerles plis antérieurs au charriage des unitésoccitanes entre les deux domaines super-posés, mais on peut remarquer que lesplis P3 décrits en Zone axiale enCabardès (plis φ2 dans Demange et al.,1986) sont analogues à des plis associés àune schistosité de strain-slip ou de fracturesub-horizontale (notés P2 dans cettemême publication) qui affectent l’unitéde Fournes et la nappe du Minervois ; cesstructures reprennent d’ailleurs des struc-tures antérieures synschisteuses (souventd’importance cartographique : anticlinalde Cabrespine, synforme de Salsigne...)dans l’unité nord Minervois.

De façon plus générale, si l’on veutabsolument corréler les phases tecto-niques entre les domaines de la Zoneaxiale et les unités allochtones occitanes,la phase P3 de la Zone axiale semble pou-voir être corrélée avec la phase en pliscouchés, généralement accompagnés deschistosité, à vergence sud, la plus évi-dente dans les unités allochtones, qui estgénéralement (Arthaud, 1970) considéréecomme la phase majeure. Très souvent,dans le domaine occitan, il existe desstructures antérieures à cette phasemajeure, soit en plis couchés (Minervois,Sorézois) soit en plis ouverts (Monts deLacaune : Brusque, Donnot et Guérangé,1978 ; dôme de Viane, Landes, 1980 ; etmême versant sud : Demange, 1982) ;mais il ne semble pas raisonnable de vou-loir corrèler ces phases avec les phasesprécoces de la Zone axiale.

Il est donc vraisemblable que les plisP3 sont liés à la mise en place des unitésoccitanes et en particulier des nappes duversant sud. Ils se développent en effet àproximité du cisaillement majeur à la basede ces nappes et s’amortissent rapidementen profondeur dès que l’on s’éloigne decette zone de cisaillement (rappelons quenulle part au sud du massif de l’Agout,contrairement au massif de Nore, nes’observe le contact direct des nappes surla Zone axiale mais que ce contact esttoujours repris par des accidents tardifs).Il semble que l’épaisse série des« schistes X » relativement homogèneempêche que cette déformation ne sepropage dans des domaines plus profonds.

Mise en place des unités allochtonesoccitanes

Toutefois ces plis P3, et leurs équiva-lents probables dans le domaine desnappes ne sont pas les structures directe-ment responsables de la mise en place desunités occitanes. En effet, partout où lescontacts ne sont pas masqués par desaccidents tardifs (Monts de Saint-Gervais, Minervois, Sorézois), le contactentre les unités occitanes et les terrains dela Zone axiale se fait par un contactcisaillant, sécant sur les structures tecto-niques et métamorphiques des deuxdomaines superposés.

La mise en place des unités occitanesarrache des écailles de terrains apparte-nant à la Zone axiale et l’on observe ainsides unités d’affinité Zone axiale (unitésde Cabausse et Madalèze dans les Montsde Saint-Gervais, Demange et Herrera,1989 ; unités d’Arfons, des Cammazes etde La Loubatière en Sorézois, Demange,1994b, Demange et al., 1997), relative-ment plus métamorphiques, reposer surdes domaines moins métamorphiques.

Ces cisaillements sont clairementpostérieurs aux plis P3 de la Zone axialecomme à leurs probables équivalentsdans les unités allochtones : les plismajeurs P3 sont recoupés obliquementpar les chevauchements majeurs et trèssouvent affectés de cisaillements secon-daires à toutes échelles. Ainsi, enMinervois les plis P3 de la Zone axialecomme les plis analogues (anticlinal deCabrespine, synforme de Salsigne) sontrecoupés par le contact majeur de la basedes nappes. Il en est de même en Sorézoisoù l’unité des Cammazes (flanc inversede pli P3) est charriée sur l’unitéd’Arfons (flanc normal de ce pli).

Le contact entre unités allochtonesoccitanes et l’autochtone relatif queconstitue la Zone axiale proprement ditest fréquemment jalonné de mylonites etdes zones de cisaillement se développentde part et d’autre du contact principal surdes épaisseurs pouvant dépasser lekilomètre : ces cisaillements ont surtoutété décrits dans le nord-est de la Zoneaxiale (II-8) mais ils sont beaucoup plusremarquables en Sorézois. Très générale-ment, les conditions de ces cisaillementssont celles du faciès schiste vert et ilss’accompagnent d’une forte rétromor-phose des minéraux du métamorphisme

M1 : destruction des biotites, grenats,cordiérites et silicates d’alumine en mus-covite et chlorite.

Il est donc clair que la mise en place (lamise en place finale du moins) des unitésoccitanes et en particulier des nappes duversant sud se fait par des charriagescisaillants postérieurs au métamorphismeM0-1 et à la tectonique précoce P1-3 de laZone axiale. Les structures en cisaille-ments distensifs décrites par Echtler etMalavieille (1989, 1990) dans la partie sudde la nappe de Pardailhan, s’interprètentsans doute mieux dans le cadre de cettemise en place des nappes par cisaillementssuperficiels que par une tectonique extensi-ve tardive. Ces cisaillements sont d’ailleursplissés par les phases tardives, y comprispar la phase P4, à l’échelle de la Montagnenoire comme à l’échelle locale. Ainsi enMinervois, la base des nappes est tantôtredressée, tantôt relativement plate etdessine ainsi les plis P4.

Engel et al. (1980-1981) ont montréque la mise en place des nappes du versantsud est syn-sédimentaire et est ainsi datéedu Viséen supérieur au Namurien A. Maisil n’est pas exclu que la mise en place desunités allochtones ait commencé plus tôtdans les zones plus internes : on peutadmettre que, dans la partie sud de lachaîne hercynienne française, l’orogenèsese soit propagée progressivement duDévonien supérieur au Carbonifère moyen,des zones internes vers les zones externes.

Le sens de déversement des nappes dela Montagne noire fait l’objet d’un débatqui date de la reconnaissance même deces nappes. La plus grande prudences’impose quant à l’utilisation des struc-tures souples internes (vergence des plis,linéations) aux unités charriées, puisqueles plis synschisteux observés dans cesnappes sont recoupés par les cisaille-ments et sont donc antérieurs à la mise enplace des nappes. Les seuls critèresobjectifs sont les linéations de transportdans les mylonites de base des unitéscharriées.

En Sorézois le granite de Labecède-Lauragais est un granite précoce (fig. 1-19) qui recoupe les plis P2 et les iso-grades du métamorphisme M1 ; dans lamajeure partie du massif, il n’est pasfolié. Ce granite est recoupé par le che-vauchement de base de l’unité d’Arfonset lorsque l’on s’approche de ce chevau-



chement on voit apparaître dans le grani-te une foliation qui devient de plus enplus pénétrative ; cette foliation s’accom-pagne d’une linéation d’étirement sensi-blement E-W qui indique un déplacementdes unités supérieures d’ouest vers l’est.Des cisaillements d’ouest en est et unelinéation présentant une direction sensible-ment analogue (N80) est décrite dans lesmylonites de base de la nappe dePardailhan (Harries et al., 1983 ; Lee et al.,1988, Lemaistre, 1994). Nous avons vuprécédemment que, dans la partie nord-estde la Zone axiale, les linéations et striesassociées à la mise en place des unités occi-tanes, indiquent des mouvements vers l’estou l’ENE. Enfin, les plis précoces dans leViséen, contemporains de la mise en placedes nappes sont sensiblement N-S (NNW-SSE) (Engel et al., 1980-1981). Toutes cesdifférentes observations suggèrent unemise en place des nappes sensiblementd’ouest en est, ce qui d’ailleurs permet deconstruire un modèle paléogéographiquedu Paléozoïque antétectonique cohérent(Demange, 1994a).

Ces chevauchements s’accompagnentde failles de décrochement et appa-raissent souvent ainsi comme des décro-chevauchements. Le jeu de ces structuresconfirme d’ailleurs le mouvement d’ouesten est des unités allochtones :

- la base des nappes du Minervoistronque des plis P3 en échelon dansl’autochtone ainsi que dans les nappes(synforme de Salsigne, anticlinal deCabrespine) : cette disposition en échelonsuggère un mouvement transcurrent avecdéplacement vers l’ENE des unitésallochtones lors de la mise en place desnappes ;

- la cartographie du Sorèzois (fig. 19 ;Demange, Mouline et Alabouvette, 1997)montre que les contacts anormaux à labase des diverses unités superposées pas-sent de chevauchements, sensiblementSW-NE (hors des zones repliées tardive-ment par le synclinal de Durfort), à desstructures transcurrentes dextres sensible-ment est-ouest ;

- la faille des Monts de Lacauneprésente également un jeu précoce entranspression et sépare ainsi le domaine desMonts de Lacaune charrié vers l’est (sud-est), du domaine des nappes charrié au-delà de l’actuelle Zone axiale (Demange,1993) ; elle sépare donc deux domainesmontrant des styles tectoniques différents ;

- ce jeu de failles décrochantescontemporain des plissements et de lamise en place des nappes peut être aussidémontré sur le versant sud de laMontagne noire : les grands accidentsdécrochants méridiens qui affectent lanappe de Pardailhan séparent des pan-neaux entre lesquels les structures ne secorrèlent pas (Vernay, 1983) ; il en est demême pour les filons NNW-SSESalsigne.

Les phases tardiveset la formation du dôme -

le métamorphisme M2et les granites tardifs

Les plissements tardifset la formation du dôme

La première partie de cet article meten évidence quatre phases tardives dontl’interférence aboutit à former les dômesde la Zone axiale. Les unités allochtonessont déformées en même temps que laZone axiale par ces phases tardives P4-7de sorte que la Zone axiale apparaîtcomme une fenêtre anticlinale sous lesunités occitanes.

La phase P4 forme des plis en genouà plan axial penté vers le nord, accompa-gnés d’une schistosité de fracture ou destrain-slip et d’une forte linéation de crénu-lation (peu pentée, de direction 70 ±10) quiest la linéation la plus constante à l’échellerégionale. L’attitude des plis varie considé-rablement selon leur position par rapportaux structures majeures : plis à vergencesud à flanc long plat et flanc court verti-cal, dans les secteurs peu pentés ; flanclong subvertical, flanc court peu pentédans les panneaux verticalisés. Cettephase verticalise toutes les structuresantérieures (y compris les isogrades M1)le long d’un couloir large de 10 à 15 km,de direction N80, dans la partie sud dumassif de l’Agout (où il affecte égale-ment la base des nappes) et la partie norddu massif de Nore. Dans la partie ouestdu massif de Nore, cette zone verticaliséeest déformée par le pli majeur P5 parlequel ce massif s’ennoie vers l’ouest.Cette zone verticalise la croûte sur unehauteur de l’ordre de 8 km et correspondà la première remontée du centre et dunord de la Zone axiale. Cette dispositionest tout à fait analogue à celui de la failleinsubrienne dans les Alpes penniques.

Les phases ultérieures sont des phasesen plis droits ou en kinks qui sedistinguent par leurs directions.

Les plis P5 sont des plis droits à planaxial subvertical de direction N70-80extrèmement constants en style et directiondans l’ensemble de la Zone axiale, ce quidémontre bien leur caractère tardif. Lesdeux structures majeures formées parcette phase P5 sont l’anticlinal de Saint-Roger qui structure le massif de Nore etsurtout l’anticlinal de l’Espinouse-Laouzas dans le massif de l’Agout. Cettephase n’a qu’une importance mineuredans l’anticlinal du Caroux et le synclinalde Rosis où elle ne fait que retoucher lesstructures P2 et P4.

En Sorézois, cette phase P5 (associéeP4) plisse le paquet d’unités superposées(unités occitanes du Désert de Saint-Ferréol et de Durfort, unités para-autochtones des Cammazes et d’Arfons etZone axiale proprement dite) en un vastesynclinal.

Le calage relatif des phases P4 et P5est bien établi par l’observation defigures d’interférences dans la partie estde l’anticlinal de Saint-Roger ; il ne s’agitvraisemblablement pas de phases conju-guées comme nous avons pu le soutenirprécédemment (Demange, 1982).

La phase P6 n’a pas été observée surla coupe de la partie est du massif del’Agout. Elle forme des plis droitsouverts à plan axial subvertical ou deskinks de direction N130 d’importancemineure. A l’échelle de la carte, elle estresponsable de flexures comme la borduresud-ouest du dôme du Laouzas ou laretombée sud-ouest du massif de Nore,d’étroits couloirs anticlinaux (vallée duThoré aux Verreries de Moussans, clusede Courniou, régions où elle affecte leDévonien, et surtout l’ensellement du« détroit » de Lacombe entre les massifsde Nore et du Cabardès (fig. 14) ; l’unitéallochtone de la Loubatière est préservéedans la partie centrale de ce synclinal cof-fré P6. Cette forme coffrée est d’ailleursaccentuée par des failles normales tar-dives NW-SE en bordure des massifs deNore et du Cabardès (faille de Saissac).

Les affleurements où l’on peut analy-ser les rapports entre les plis P5 et les plisP6 sont rares et peu convaincants. Il estpossible que ces deux phases soientliées : les dômes de la Zone axiale appa-raissent en fait comme des brachydômes



contrôlés par les plis P5 de directionN70-80 boudinés en très grand par lesstructures P6 de direction 130. Nousmaintenons ici l’individualisation decette phase P6 pour plusieurs raisons :

- les plis P6 existent en dehors deszones d’ennoyage des dômes (Verreriesde Moussans - Courniou) ;

- le synclinal complexe P5 de Durfortqui affecte la pile des unités catalanes etoccitanes du Sorézois, est déformé par lastructure P6 du « détroit de Lacombe » ettourne ainsi d’une direction 70-80 àl’ouest à des directions 20-30 à l’est ;

- cette phase semble pouvoir êtrecorrélée avec les structures de directionN120-140 (Guérangé-Lozes, 1987) dansles Monts de Lacaune et l’Albigeois,encore que ces structures soient danscette région plutôt des failles que des plis.

Les plis P7 forment des plis droitsouverts ou des kinks de direction N10-20et 160-170. Ces plis s’accompagnent d’uneforte fracturation dans les parties externesde la Zone axiale ; ils deviennent plusserrés et de style plus souple dans les par-ties plus profondes. En Zone axiale cesdeux directions semblent conjuguées ; plusau nord, dans l’Albigeois (Guérangé-Lozes, 1987), deux phases sont distin-guées. Ces plis apparaissent le long decouloirs discrets, créant des virgationsmineures dans la zone verticalisée. Dans lecentre demeuré peu penté du massif del’Agout, cette phase interfère avec lesphases P5 et P6 pour former de remar-quables structures en dômes et bassins :dômes du Laouzas et de Lamontélariéséparés par le bassin du bas Vernoubre.

Ces trois phases tardives en plis droitsapparaissent dans tout le sud du Massifcentral mais leur répartition est très iné-gale de la Montagne noire à l’Albigeois.La phase P5 est importante dans lesnappes du versant sud où par exemple,elle est responsable de structuresmajeures comme l’anticlinal de Vieussanet le synclinal de Roquebrun qui replis-sent la nappe du Mont-Peyroux (fig. 14) ;par contre elle semble très mineure enAlbigeois (déformation D3 de Guérangé-Lozes, 1987). La phase P7 est peu mar-quée dans les nappes du versant sud maisdevient majeure en Albigeois où sont dis-tinguées deux phases de direction respec-tive NE-SW (déformation D4) etN160-180-N20 (déformation D5).

Les dômes de la Zone axiale, dôme del’Agout-Nore et dôme du Cabardès résul-tent de l’interférence complexe de cesdifférentes phases tardives ; il s’agit doncde structures en compression, nous ver-rons dans la conclusion que ce stade com-pressif tardif s’inscrit logiquement dansl’évolution tectono-métamorphique de lachaîne hercynienne (fig. 25).

Le métamorphisme M2 et le granitemigmatitique à cordiérite du Laouzas

Le métamorphisme M2 est contempo-rain des phases tardives ou culmine peuaprès. Il peut surtout être mis en évidencedans les paragneiss du centre de la Zoneaxiale. Les paragenèses du stade M1 à{biotite + grenat + sillimanite} sont dés-tabilisées et l’on aboutit à des para-genèses à {biotite + cordièrite} (et plusrarement {biotite + cordiérite + grenat}).La cordiérite forme de spectaculairescouronnes sur la sillimanite et le grenat.A la zonation normale du grenat quimontre un enrichissement en magnésiumet un appauvrissement en manganèse ducentre vers le bord et qui témoigne dumétamorphisme M1 prograde, se super-pose une zonation inverse témoignant durééquilibrage M2 en conditions de plusbasse pression (d’eau) (fig. 26).

Il est beaucoup plus difficile demettre en évidence ce métamorphismeM2 dans l’enveloppe mésozonale de laZone axiale. Il existe bien des musco-vites, chlorites, voire parfois des biotitesdans les plans axiaux des plis P4 mais cemétamorphisme semble trop faible pourrééquilibrer les paragenèses M1.

Ce n’est que dans la partie profondeoccidentale du synclinal de Rosis, quel’on peut observer dans la moitié inférieurede la zone (sillimanite + muscovite) desassociations incompatibles et parfoisréactionelles impliquant grenat, cordiéri-te et staurotide. Dans un même échan-tillon, les biotites et muscovites ont descompositions très variables en fonction desminéraux auxquels elles sont associées(Herrera-Urbina, 1987) : il y a donc unrééquilibrage des paragenèses M1 maisce rééquilibrage n’est que très partielpuisque, même dans la partie profonde dusynclinal de Rosis où s’observent cesassociations réactionnelles, les biotites etmuscovites M1 peuvent être conservéeset que dans les parties plus élevées du

synclinal les paragenèses et les minérauxM1 demeurent inchangés.

Bien que les évidences demeurentambiguës et que les associations réaction-nelles observées (par exemple couronnesd’andalousite sur la staurotide) puissents’interpréter dans le cadre d’un uniquemétamorphisme prograde (voir la discus-sion dans Demange, 1980-1981), cemétamorphisme M2 peut être égalementsuspecté en domaine mésozonal dans larégion de Murat.

Nous n’avons aucun argument défini-tif pour lier ou séparer les évènementsmétamorphiques M1 et M2. Toutefois ilsemble que ces évènements soient bienséparés en ne s’enchaînent pas :

- l’événement M1 est contemporaindes phases tectoniques précoces et culminependant la phase P2 alors que l’événementM2 culmine après toutes les phases tar-dives souples ; or ces deux groupes dephases sont séparées par la mise en placedes nappes par charriage cisaillant, qui sefait dans un climat épizonal (rétromor-phose des minéraux M1 en chlorite,muscovite...) ;

- comme nous l’avons vu plus haut,la formation des nodules de sillimanite,qui est due à un lessivage d’alcalins sousl’influence de fluides vraisemblablementpéri-anatectiques, est un phénomène pré-coce (nodules en plans axiaux de plis P2et P4) et témoigne d’une rétromorphose àla périphérie du domaine catazonal M1 ;le départ de fluide à la périphérie desdomaines anatectiques est sans douteprovoqué par un refroidissement provo-quant la cristallisation des mobilisatsanatectiques (ichors) (et/ou une baisse depression) (Autran et al., 1970) ;

- les phases tectoniques précoces et lemétamorphisme M1 sont suivis par lamise en place de granites (Montalet,Labecède) ; le granite de Labecède enparticulier est un granite en massif supé-rieur qui recoupe incontestablement lastructure métamorphique M1 ; le granitedu Montalet est repris dans le granite duLaouzas et les faciès de migmatites à cor-diérite s’y développent à partir d’unmatériel vraisemblablement déjà solide ;

- l’évènement M2 est relativementmineur et d’extension très limitée : il esttotalement absent des dômes de Nore etdu Cabardès ; même dans le domainecatazonal du centre du massif de l’Agout le





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développement des couronnes de cordié-rite sur grenat et sillimanite n’existe paspartout ; les paragenèses qu’il superpose audomaine mésozonal M1 du massif del’Agout demeurent épizonales (muscovite,chlorite) et même dans le synclinal deRosis où son effet peut être bien démontré,son extension demeure très limitée et ilest trop faible pour rééquilibrer les miné-raux de la plus grande partie du domainemésozonal.

Bien qu’assez peu contrastée, lastructure thermique de ce métamorphismeM2 peut être étudiée en utilisant les com-positions des minéraux typomorphes dansle domaine catazonal. Ce métamorphismen’est pas une simple évolution rétrograde àpartir d’un stade de plus haute pressionvers de plus faibles pressions, mais l’adap-tation d’un flux thermique prograde à unrégime de pressions plus faible (fig. 20).Les températures et pressions estiméeslors de la retombée de ce métamorphismesont de l’ordre de 600° et 2 kb pour le

centre du massif de l’Agout (Demange,1982). La remontée du dôme estimée pardes critères géométriques (en particulierlors de la phase P4) est tout à fait compa-tible avec les données métamorphiquesau stade M2 : il est inutile de faire inter-venir une faille de détachement de 10 kmde rejet comme le proposent Brun et VanDen Driessche (1994) ; la remontée ducentre et du nord du massif de l’Agoutpar les phases P4 et P5 suffisent à expli-quer cette chute de pression.

Le centre du massif de l’Agout estirrégulièrement envahi par le granitemigmatitique à cordiérite du Laouzas. Cegranite est postérieur à la tectonique soupleet au métamorphisme M1 : on observe eneffet des enclaves à bord plus ou moinsnet de migmatites lit par lit qui résultentde l’anatexie M1 (« métatexites ») dansdes granites relativement homogènes(« diatexites ») et ces enclaves montrentdes plis complexes mais analysables oùl’on peut reconnaître toutes les phases

mises en évidence dans les domaines nonmigmatitiques. Il est également postérieuraux phases tardives puisqu’il n’est pasdéformé et que ses enclaves montrentégalement les plis tardifs P4 à P7. Lesuivi de niveaux repères (marbres, gneiss-à-silicates-calciques, amphibolites, kin-zigites...) depuis les domaines nongranitisés jusque les domaines les plusenvahis par le granite, montrent que la miseen place du granite du Laouzas nes’accompagne pas de diapirisme - aucuneverticalisation ne s’observe autour deszones granitisées - et respecte les structuresantérieures.

Ce granite se localise entièrement àl’intérieur du domaine catazonal (défini parl’isograde sillimanite + feldspath potas-sique) du stade M1 mais il est totalementindépendant de la structure thermique quel’on peut mettre en évidence à ce stade(fig. 17). Ce granite se développe irréguliè-rement sans que l’on puisse mettre claire-ment en évidence de contrôle lithologique



Fig. 26.- Les grenats des kinzigites dans le centre de la zone axiale.

Fig. 26.- Garnets from kinzigite in the core of the axial zone.

ni thermique à l’échelle du massif.L’absence de restite, les bilans géochi-miques et l’existence systématique defranges réactionnelles entre enclaves etgranite (Demange, à paraître) sont autantd’arguments supplémentaires qui s’oppo-sent à l’hypothèse d’une origine de ce gra-nite par anatexie isochimique crustale insitu : ce granite résulte plutôt d’un apportavec une large assimilation de son encais-sant. Les paragenèses observées dans lesfranges réactionnelles des enclaves de cegranite sont caractéristiques du métamor-phisme M2. Il est donc très probable quec’est la mise en place du granite duLaouzas qui induit le rééquilibrage desassociations métamorphiques catazonaleau stade M2. Cela explique également lafaible extension et la très faible intensité dece métamorphisme en dehors du domainede ce granite. Il est d’ailleurs remarquableque le dôme de Nore ne montre ni migma-tites à cordiérite ni métamorphisme M2,alors que les conditions thermiques lors dumétamorphisme M1 sont analogues àcelles du massif de l’Agout.

Le granite migmatitique du Laouzas estdonc un granite d’apport mis en place enmilieu catazonal ; ce granite est postérieurà la formation du dôme de la Zone axiale etil est indépendant du métamorphismerégional principal M1. Contrairement à ceque stipulent les modèles de structurationde la Montagne noire par surrection ana-tectique, le développement des migmatitesn’a aucun rôle moteur dans la formationdu dôme.

Le magmatisme tardi- à post-tectonique

Les granites tardifs (fig. 1 et 17) peu-vent être classés en fonction de leur niveaude mise en place ; en effet, la Montagnenoire offre l’exemple de granitoïdes diversrépartis à différents niveaux structuraux del’écorce terrestre depuis le domaine cata-zonal jusqu’à des niveaux très superficiels(fig. 23) ; tous ces granites apparaissenttardi- à post-tectoniques mais leur mise enplace s’est vraisemblablement échelonnéedans le temps ; toutefois, mis à part le gra-nite du Folat, il n’est pas possible de lescaler par rapport aux décrochements tardi-hercyniens :

- le granite du Laouzas peut êtreconsidéré comme un granite mis en placedans le domaine catazonal et ayant large-

ment assimilé son encaissant ; il n’est pasdéformé ;

- les granites d’Anglès et du Haut-Vialais (ce dernier ne peut être assimiléau granite du Laouzas), eux non plus nondéformés, se sont mis en place un peuplus haut ; leur cartographie, surtoutd’ailleurs la cartographie du granited’Anglès, montre leur partie profonde endomaine catazonal, d’aspect souventmigmatitique, riche en enclaves d’encais-sant et leurs parties supérieures plushomogènes et présentant un caractèreplus nettement intrusif ; ces granitesrecoupent toutes les structures anté-rieures ; le granite du Haut-Vialais enparticulier se met en place sur l’axemême de l’anticlinal de l’Espinouse ;

- de très nombreux petits corps de peg-matites et de granites à deux micas formentune couronne autour du domaine catazonalde la Zone axiale ; ces pegmatites ne mon-tent pas très haut dans la mésozone ; beau-coup de ces pegmatites apparaissentcontrôlées par les structures P5 : ainsi dansle dôme du Caroux s’observent des pegma-tites « plates » dessinant un dôme moinsprononcé que le dôme du Caroux mises enplace dans des niveaux de décollementformés lors de la compression P5 et despegmatites « verticales » mises en placedans les fractures d’extrados - plans axiauxdes plis P5 (ces pegmatites verticales sontbien développées dans les niveaux compé-tents et se pincent dans les niveauxincompétents) ; cette mise en place despegmatites suggère un comportement fra-gile de la périphérie du dôme à ce stade : demême de nombreuses pegmatites et filonsde microgranites jalonnent les plans axiauxdes plis P7 ;

- le granite des Martys présente égale-ment des racines dans la partie centraledu massif de Nore ; plus haut , il recoupeles orthogneiss et vient former un laccoli-te à toit très plat dans les métasédimentsrecoupant l’unité allochtone de laLoubatière ; ce granite n’est pas non plusdéformé ; des faciès analogues sont intru-sifs dans le granite du Lampy ;

- le granite du Lampy (ainsi sansdoute que celui de Brousse) forme un lac-colite à base très plate, séparé des gneisssous-jacents par quelques dizaines demètres de micaschistes « de plancher »,comportant de nombreuses enclaves deparagneiss et un toit intrusif ; ce graniteapparaît ainsi très semblable à beaucoup

de granites « en cumulus » des Pyrénées(Mont-Louis, Saint-Arnac. Autran et al.,1970) ; le granite du Lampy recoupe labase de l’unité d’Arfons mais il estaffecté par une foliation mylonitique, cequi suggère qu’il est de très peu postérieurà la mise en place des unités occitanes ;

- les petits massifs de granite à deuxmicas (Le Soulié, Secun-Combrespinal,Couffignet...) de la partie sud-ouest duMassif de l’Agout montrent des dômestrès plats intrusifs dans leur encaissant ;ils sont sans doute de mise en place trèstardive lorsque cet encaissant était déjàrefroidi ;

- le granite du Sidobre apparaît commeun laccolite à zonation centrifuge peu épais(Darrozes et al., 1994) entièrementencaissé dans les unités occitanes épizo-nales et recoupant les charriages ; il semblecontrôlé par une structure anticlinale P7(D4 au sens de Guérangé-Lozes, 1987) ;

- le granite subvolcanique du Folat seplace plus haut encore dans la structure ;ses filons satellites, non déformés, semettent en place dans le chevauchementde l’unité de Brusque sur celle deMélagues qui a vraisemblablement rejouéen décrochement tardif (Brunel, 1974).

Les différents faciès du granite duLaouzas (granodiorite-granite monzoni-tique-granite, tous à biotite-cordiérite)définissent une série peralumineusecaractérisée par son caractère magnésienet potassique. Les granites en massifs cir-conscrits, définissent des séries calco-alcalines (méta-alumineuses) (ces sériessont toutefois moins calciques que celledéfinie par le granite du Montalet).Fondamentalement, se reconnaissentdeux séries : l’une regroupe les granodio-rites du Lampy, les faciès les plusbasiques du massif du Sidobre, et les gra-nites du Sidobre et des Martys (et lesfaciès clairs du massif du Lampy) ;l’autre associant les massifs de Brousse etd’Anglès s’en distingue par son caractèremoins calcique, et rapport fer-magnésiumlégèrement plus faible. Les granites àdeux micas du Soulié, Couffignet... pour-raient représenter des termes différenciésde ces séries. Par contre le caractère cal-cique et très ferrifère du granite de Secun-Combrespinas l’apparente au granite duMontalet. Les données géochimiquesmanquent pour le granite du Folat.



En résumé, mis à part le granite duLaouzas, les différents granites de laMontagne noire apparaissent comme desgranites calco-alcalins dont la genèse doitpouvoir s’intégrer à l’évolution orogé-nique. Le modèle présenté plus haut decisaillements intracrustaux sur le bordnord de la plaque méridionale en buck-ling explique mieux cet important mag-matisme calco-alcalin que le seul modèledu chevauchement de la croûte nordchaude des unités internes sur la croûtefroide méridionale.

D’autre part les analogies géochi-miques entre les différents granitoïdessuggère que l’emplacement des différentsmassifs ne s’est pas échelonné sur de trèslongues durées.

L’âge des événements orogéniquestardifs

Ces rapports structuraux entre graniteset structures tectoniques et métamor-phiques devraient permettre de dater pré-cisément celles-ci. Malheureusement, lesdonnées actuellement disponibles, faites àdes époques différentes, selon desméthodes différentes, sont plutôt incohé-rentes. La comparaison des résultats obte-nus pour le granite du Sidobre par laméthode Rb/Sr (281 ± 36 Ma) avec âgesK-Ar des biotites de ce même granite(313 Ma , Monnié et Maluski, 1996) posesérieusement le problème de la significa-tion des âges Rb/Sr.

Les résultats sur les granitoïdes(fig. 23 ; données de Vachette, 1987 ;Roques et Vachette, 1970 ; Hamet, 1975 ;Baubron 1982 ; in Demange 1982 ;Carpena, 1980 ; Costa, 1990 ; Matte et al.,1998) sont décevants et ne permettent pasde cerner l’évolution orogénique tardivede façon aussi précise que le calage desgranitoïdes, par rapport aux évènementstectoniques, permettrait de l’espérer. Ladatation du granite du Haut-Vialais quiscelle le dôme de l’Espinouse, 327 ± 5 Ma(Lancelot, 1996 ; Matte et Mattauer, 1996 ;Matte et al., 1998), et le vieillissement dugranite du Sidobre que la fermeture desmicas à 313 Ma semble imposer, si ellesétaient confirmées, conduisent à fixer lamise en place des granitoïdes tardifs auNamurien (ou Westphalien) contrairementà l’âge stéphano-permien suggéré par lesdonnées Rb/Sr plus anciennes.

Les données actuelles sur le métamor-phisme sont plus cohérentes. Les données40Ar-39Ar sur les biotites (Costa, 1990)fixent à 316 ± 4 Ma, la retombée du méta-morphisme dans le centre du dôme duCaroux ; d’autres groupes d’âges, autourde 308 et 297 Ma sont interprétés commel’âge des décrochements autour de laZone axiale et de l’extension. Les âgesRb-Sr des muscovites qui enregistrent laretombée du métamorphisme à la péri-phérie de la Zone axiale sont voisins de310 Ma, ceux des biotites de 295-280 Ma(données de Vachette, 1967, discutéesdans Demange, 1982). Une monaziteextraite des orthogneiss du Somail auCabaretou a fourni à Gebauer etGrünenfelder (1974) un âge concordant à304 ± 3 Ma. Les âges des apatites(Carpena, 1980) datent le refroidissementdu massif en dessous de 120° à 286 Maau nord-ouest du massif, 250-230 plus ausud.

Ces données décrivent donc un refroi-dissement progressif du massif très lentdepuis le Westphalien jusqu’au Permien.Contrairement au modèle du doming enextension, la Zone axiale n’était donc pasexhumée au Stéphanien ; ce qui est enaccord avec la très grande rareté desroches métamorphiques détritiques dansle bassin de Graissessac. Ces donnéesmétamorphiques sont également cohé-rentes avec l’état thermique de la croûtelors de la mise en place des granitoïdes,tel que l’on peut le déduire de leurs rap-ports avec les roches encaissantes.

L’âge des granitoïdes et en particulierl’âge du granite du Haut-Vialais ainsi queles contraintes imposées par la géologie(la mise en place des nappes syn- Viséensupérieur à Namurien A est antérieure à laphase P4) fixent donc au Namurien laformation des dômes de la Zone axiale,écartant définitivement l’hypothèse d’undôme en extension stéphanien.

Ces données rapprochent les âges desévénements précoces et du métamorphismeM1 (Tournaisien à Viséen inférieur) etdes phases tardives et du métamorphismeM2 et reposent le problème d’un enchaî-nement entre ces deux épisodes métamor-phiques. Le hiatus demeure toutefoisnotable, même s’il est vraisemblable queles parties profondes de la Zone axialesont restées relativement « chaudes »entre les deux événements.

Les décrochements tardi-tectoniques

Les grands accidents qui bordent laZone axiale, faille des Monts de Lacaune(Demange, 1993) (et la base des écaillesdes Monts de l’Est de Lacaune, qui jouentalors en Riedel associés à cet accident,Brunel, 1974) et la structure qui la sépareles nappes du versant sud (zone d’Orb-Jaur, Demange, 1982 ; « shear zone duRoc Suzadou », Cassard et al., 1993)jouent tardivement en grands décroche-ments dextres (fig. 27) (rappelons que cesaccidents ont sans doute joué de façonprécoce lors de la mise en place desnappes). La faille de Mazamet-Tantajo(Demange et Jamet, 1986), plus ou moinsconfondue avec ce dernier accident, joueultérieurement en décrochement dextre etsépare les massifs de l’Agout et de Nore.Les bases des écailles du Sorézoisrejouent alors également en faillesdextres. La faille des Monts de Lacauneest scellée par le bassin stéphanien deGraissessac qui apparaît, du moins dansson histoire précoce, comme un bassin enpull-apart.

De toutes façons, ces accidents sontincontestablement postérieurs au méta-morphisme régional principal M1 et à lastructuration majeure de la Zone axiale.Ils ne sauraient avoir le rôle majeur quecertains auteurs leur attribuent dans lastructuration de la Zone axiale et mêmeparfois dans la genèse du domaine mig-matitique (modèle de fusion par « shearheating » de Nicolas et al., 1977).

Les plis P7 de direction méridienne àNNE-SSW sont certainement antérieurs aujeu cassant de ces décrochements, mais ilsrelèvent sans doute du même système decontraintes, qui crée d’abord des plissouples, puis le système se bloquant desdécrochements ductiles puis cassants.

Au Stéphanien donc, la Zone axialeapparaît prise dans un grand système decisaillement dextre d’échelle crustale(fig. 27) matérialisé par les failles desMonts de Lacaune, de Mazamet et lastructure qui la sépare les nappes du ver-sant sud. Dans la Zone axiale même, lesfilons de quartz de direction N35 et N120forment un système conjugué quis’intègre à ce grand décrochement dextre(Demange, 1982, Demange et al., 1995).Il est certain que ce jeu en décrochementa contribué à retoucher tardivement lesdômes, mais on peut se demander si ce



n’est pas là l’expression ultime d’unsystème en transpression plus précocedont le rôle aurait été fondamental dansla formation des dômes.

La tectonique d’extension

La tectonique d’extension se mani-feste par des cisaillements et des failles.

La plupart des cisaillements décritsdans la retombée orientale du massif del’Agout (Bogdanoff, 1981 ; Beaud,1985 ; Brunel et Lansigu, 1997), en par-ticulier les cisaillements chauds, nousparaissent précoces et semblent liés à lamise en place des unités occitanes. Maisil peut y avoir un rejeu tardif des cisaille-ments précédents, des plans de stratifica-tion au contact de formations decompétence différente ou encore de lafoliation P1, en particulier dans lesorthogneiss ; les pegmatites précoces ettardives (en particulier celles contrôléespar les structures P5) sont affectées. A cestade, ce régime de cisaillement paraîtfroid et associé à une rétromorphose(nous avons décrit (Demange et Léger,1980) une chloritisation des orthogneissà la retombée orientale du massif deNore au voisinage des éclogites du

Cabardès) et apparaît d’importance trèslimitée (Laumonier et Marignac, 1994).

La faille de Ginestet (Gèze, 1949)est interprétée comme une faille en déta-chement majeure par les tenants de latectonique d’extension (Brun et Van DenDriessche, 1994). La géométrie même decette faille ainsi que les estimations ther-mobaromètriques du stade M2 du méta-morphisme lors de la formation du dôme,sont en contradiction avec l’hypothèsed’un rejet de 10 km que ces auteurs luiattribuent. Ce n’est qu’un réajustementmineur reprenant pour l’essentiel lecontact anormal des unités occitanes etdes écailles associées, sur la Zone axiale.Cette faille se situe à un kilomètre aumoins de la bordure sud du bassin sté-phanien de Graissessac, il est peu pro-bable qu’elle ait un rôle majeur dans lalocalisation de ce bassin.

Des accidents analogues s’observentsur le bord nord du massif de l’Agout ausud de Lacaune. Ces failles, accompa-gnées de silicification et de tourmalinisa-tion, affectent le granite du Montalet et ydéveloppent des couloirs de foliationrétromorphique à chlorite-muscovitesécants sur la foliation (S2) de ce granite.Certains affleurements montrent de façon

spectaculaire ces deux foliations et leurscaractères contrastés : la foliation S2 estune foliation précoce ductile chaude avecbiotite et grenat, l’autre est tardive froidemylonitique rétromorphique. La foliationS2 est connue dans tout le granite duMontalet et elle est affectée par les phasestardives et en particulier les plis P5 àtoute échelle. La foliation froide tardivese localise le long de couloirs étroits. Cesobservations enlèvent toute crédibilité àBrun et Van Den Driessche (1996) qui ontvoulu voir dans ces deux foliations desplans C/S de genèse synchrone. Pas plusque la faille de Ginestet ces failles nor-males ne correspondent à la faille desMonts de Lacaune qui passe plus au nord(Demange, 1993). Des failles de mêmecaractère (avec tourmalinisation et silici-fication) affectent localement le granitedu Laouzas (en particulier à l’affleure-ment récemment décapé de Cabot, au sudde Nages, où leur rejet est inframétrique).Ces failles en extension sont donc incon-testablement postérieures au développe-ment des migmatites et rien ne justifieune quelconque liaison entre les deuxphénomènes.

Sur la bordure nord-est du massif degneiss du Cabardès, la faille de Saissac



Fig. 27 - Tectonique cassante tardive.

Fig. 27.- Late brittle faults.

est une autre faille normale qui témoignedu même régime d’extension : cette failleabaisse les « schistes x » de couverture dece massif et les granites du Lampy et deBrousse qui les intrudent. Les accidentssatellites de cette faille développent dansces granites incontestablement tardifs,des couloirs de foliation qui passent à devéritables mylonites. Symétriquement, aunord du « détroit » de Lacombe, desfailles normales, jalonnées de quartzblanc, accentuent l’ennoyage du massifde Nore : le pli coffré P6 qui sépare lesdômes de Nore et du Cabardès est ainsiaccentué en un graben.

Mentionnons enfin pour mémoire lesfailles normales très tardives comme lesfailles bordières du bassin de Bédarieuxou la faille E-W de Pradelles au sud dumassif de Nore.

Toutes ces structures en extensionsont donc des structures tardives,postérieures au métamorphisme et à laformation du dôme.

Conclusion : la Montagnenoire dans la chaîne

hercynienneLes données tectoniques, métamor-

phiques et plutoniques démontrent sansambiguïté que l’évolution tectono-méta-morphique de la Zone axiale, et partantde toute la Montagne noire, s’est faite entrois stades bien tranchés :

- les phases précoces P1-2 et le méta-morphisme M0-1 (avec une anatexiemodérée) de la Zone axiale voient lastructuration de la Zone axiale en grandsplis couchés de style pennique ; l’âge decette évolution demeure mal connu maiselle est certainement achevée vers 330-336 Ma ; dans l’état actuel des données,un âge carbonifère inférieur semble vrai-semblable ; des granites précoces(Labecède, Montalet) scellent ce premierstade ;

- après le stade P3, sans doute précur-seur, en plis à vergence sud, la mise enplace des nappes occitanes se fait par descharriages cisaillants tronquant les struc-tures tectoniques, métamorphiques et mag-matiques précoces ; sur le versant sud, cettemise en place est synsédimentaire d’âgeviséen supérieur à namurien basal ; cescharriages sont clairement déformés par les

phases souples ultérieures, à commencerpar P4 ;

- l’ensemble est repris par les stadestardifs en compression ou en transpressiondont l’effet principal est la formation d’unvaste dôme ; ce dernier stade est scellépar des granitoïdes tardifs mis en place àdes niveaux plus ou moins profonds del’écorce, depuis la catazone (granite duLaouzas) jusqu’à un niveau subvolcanique(granite du Folat) ; cette évolution tardiveest vraisemblablement d’âge namurien àwestphalien.

- l’évolution se termine par une tecto-nique en décrochement majeure et enextension d’importance tout à fait mineure.

L’intensité de la déformation décroîttout au long de l’évolution tectonique :plis synfoliaux P1 syn-métamorphes pré-coces, plis couchés avec une schistositéirrégulièrement développée lors desphases P2 et P3, plis en genou P4 avecune foliation de strain-slip locale et plistardifs droits sans schistosité et enfin,décrochements cassants tardifs.

Il est également remarquable que lesdirections structurales présentent unerotation progressive au cours de cetteévolution : dans les zones qui ne sont pasultérieurement verticalisées les axes desplis précoces sont N10 à NNE (cartes inDemange, 1975 et 1982 et Beaud, 1985)alors que les structures tardives ont desdirection N80 à E-W.

L’hypothèse d’une tectonique en exten-sion dont les différentes variantes font unepart plus ou moins grande au « diapirismeanatectique » et à une tectonique transcur-rente, ignore que le métamorphisme régio-nal principal n’est contemporain ni de laformation du dôme ni de la mise en placedu granite migmatitique du Laouzas, lesdonnées tectoniques des tenants de cettehypothèse sont souvent beaucoup troplocales et partielles. Trop de faits s’oppo-sent à un tel modèle pour que l’on puisse leconsidérer plus longtemps.

Par contre, malgré l’incertitude sur ladatation des stades précoces, l’évolutiontectono-métamorphique et plutonique de laMontagne noire apparaît parfaitementcompatible avec le modèle en poinçonne-ment proposé par Matte (1986). Dans cemodèle, la chaîne hercynienne méridionalefranco-espagnole résulte du poinçonne-ment par un promontoire (ou bloc détaché)du Gondwana, le craton catalan (Demange,

1994a) (ou Ebro-aquitain), d’un ensemblede blocs qui constituent les actuelles zonesinternes de la chaîne :

- la collision des (micro)plaquesinternes provoque un flambage de laplaque catalane, qui induit la subsidencedu bassin d’avant pays viséen dans leszones superficielles, et, en profondeur,des cisaillements à vergence nord (nord-ouest) au voisinage du contact socle cou-verture : les grandes nappes à cœurd’orthogneiss à valeur de socle, enve-loppées de séries métasédimentaires àvaleur de couverture, naissent trèsredressées, en régime métamorphiqueméso- à catazonal, de haute pression ausud, de plus faible pression plus au nord(phase P1, métamorphisme M0-1) ; lemême régime dynamique explique lereploiement de ces nappes lors de la phaseP2 mais le métamorphisme évolue vers deplus basses pressions : le bâti commence àremonter dans sa partie nord ;

- la couverture sédimentaire de cettemarge du Gondwana se plisse en régimele plus souvent épizonal, se décolle etforme les unités allochtones occitanes quiviennent se mettre en place de façonsynsédimentaire dans le bassin d’avantpays viséo-namurien ; dans leur état finalla mise en place de ces unités allochtonesoccitanes et albigeoises se fait par descharriages cisaillants qui tronquent lesstructures tectono-métamorphiques pré-coces aussi bien dans le panneauchevauché que dans les unités charriées ;ce régime de cisaillement se manifestedans une tranche de terrains relativementimportante sous le chevauchementmajeur mais s’atténue en profondeur ; il apu débuter en régime relativement chaud(placages de sillimanite) mais très viteévolue en un régime thermique beaucoupplus froid avec rétromorphose desparagenèses M1 précoces ;

- le système se bloque progres-sivement, l’intensité de la déformationdiminue : plis droits dont l’interférenceaboutit à la formation des dômes de laZone axiale, toujours en régime decompression, au Namurien, puis tectoniquecassante en décrochements dextres (scelléspar le bassin stéphanien de Graissessac).

A ce stade ultime des décrochements,la Zone axiale apparaît comme une zoneabritée dans un vaste système decisaillement dextre d’échelle crustaleglobalement E-W.



Il est possible que ce même systèmeen transpression puisse expliquer la tecto-nique tardive en plis droits : les dômes dela Zone axiale apparaissent alors commeun système de brachy-anticlinaux enéchelon pris entre deux grands systèmesde failles transcurrentes (les actuellesfailles des monts de Lacaune et l’accidentlimite des nappes du versant sud). Un telsystème en transpression explique ainsi laformation (quasi) simultanée, auNamurien, de ces brachyanticlinauxlongs de plusieurs dizaines de kilomè-triques sensiblement E-W (P5) en com-pression et de leur boudinage dans lesensellements transverses (sensiblementNE-SW (P6) : « détroit de Lacombe »,ennoyage nord-est du massif de l’Agout),qui sont alors des domaines en extension.

Il est dès lors tentant d’interpréter latectonique précoce P1-2 par ce même

système en transpression : les directionsdes plis précoces P1 (N-S à NNE-SSW)apparaissent alors également comme desplis en échelon sur un cisaillement crustalprécoce dextre sans doute E-W. Il fauttoutefois reconnaître que ce modèledemeure très hypothétique vu l’incertitu-de de l’âge de ces événements précoces etla position des différents blocs à cetteépoque.

Dans cette dernière hypothèse, toutel’évolution de la Montagne noire peut doncs’interpréter par le fonctionnement entranspression d’un grand cisaillement d’é-chelle crustale. Cette structure majeure sesituerait sur le flanc nord du promontoiregondwanien (Matte 1986) dont la collisionavec les actuelles unités internes expliquela chaîne hercynienne. Cette zone decisaillement majeur coïncide avec la zoned’extension au Cambrien - Ordovicieninférieur de l’« océan centralien » (océan

sans doute de largeur limitée et où l’exten-sion n’est jamais parvenue à créer une véri-table croûte océanique) et où s’estdéveloppé à l’Ordovicien un magmatismeprécoce depuis l’Albigeois jusqu’à laGalice et au sud-Armorique. L’évolutiondans le temps du style tectonique (plis cou-chés synschisteux profonds puis plis droitset enfin tectonique cassante) reflète le blo-cage progressif de ce système.

Remerciements

Les travaux sur la Montagne noire ontété faits à l’occasion des levers des cartesgéologiques à 1/50 000 entrepris depuis1973 ainsi que de nombreux stages ettravaux d’option des étudiants des Ecolesdes Mines de Paris et de Saint-Etienne,M. Perrin étant professeur. Les remarquesconstructives de A. Autran ont permis dedévelopper considérablement ce texte.



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