Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) : caractérisation d’un système de circulation de fluides hydrothermal tardi-varisque Gaetan Link

To cite this version:

Gaetan Link. Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) : caractérisation d’un système de circulation de fluides hydrothermal tardi-varisque. Hydrologie. Uni- versité Paul Sabatier - Toulouse III, 2020. Français. ￿NNT : 2020TOU30142￿. ￿tel-03160689￿

HAL Id: tel-03160689 https://tel.archives-ouvertes.fr/tel-03160689 Submitted on 5 Mar 2021

HAL is a multi-disciplinary open access L’archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est archive for the deposit and dissemination of sci- destinée au dépôt et à la diffusion de documents entific research documents, whether they are pub- scientifiques de niveau recherche, publiés ou non, lished or not. The documents may come from émanant des établissements d’enseignement et de teaching and research institutions in France or recherche français ou étrangers, des laboratoires abroad, or from public or private research centers. publics ou privés. THÈSE

En vue de l’obtention du DOCTORAT DE L’UNIVERSITÉ DE TOULOUSE

Délivré par l'Université Toulouse 3 - Paul Sabatier

Présentéee et soutenue parpar Gaétanétan LINKLINK

Le 6 juillet 20202020

Formation des minéralisationsons aurifèresaurifères du massifmassif du CanigoCanigouu (Pyrénées orientales) : caractérisationcaractérisation d'und'un systèmesystème dede circulation de fluideshyd hydrothermalrothermal t atardi-Varisquerdi-Varisque

Ecole doctorale : SDU2E - Sciencess de l'Univers, dede l'Environnementl'Environnement ett de l'Espacel'Espace Spécialité : Sciences de llaa Terre et des PPlanèteslanètes SoSolidesllided s Unité de recherche : GET - Geosciencess EnvironnementEnvironnement ToulouseToulouse

Thèsese dirigéedirigée paparr Olivier VANDERHAEGHE, Didierr BEZIATBEZIAT et LaurentLaureentt GGUILLOU-FROTTIERUUILLLOUO -FROTTIER

JuryJury Mme Bénédictee CENKI-TOK,CENKI-TOK, RRapporteureapporteure M. Robertt MORITZ,MORITZ, RRapporteurapporteur M. Philippe BOULVAIS, RaRapporteurpporteur M. Michel GREGOIRE,REGOIRE, ExExaminateuraminateur M. Vincent BBOUCHOT,OUCHOT, ExExaminateuraminateur M. Olivier VANDERHAEGHE,RHAEGHE, DDirecteurirecteur de thèsethèse M. Laurent GUILLOU-FROTTIER,-FROTTIER, CoCo-directeur-directeur dede thèsethèse M. Didier BEZIAT, Co-directeur de thèse

Manuscrit de thèse de doctorat

Gaétan Link

Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) : : :  caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Thèse dirigée par :

Olivier Vanderhaeghe, Professeur à l’Université Paul Sabatier-Toulouse III Laurent Guillou-Frottier, Ingénieur-chercheur HDR au BRGM Didier Béziat, Professeur émérite à l’Université Paul Sabatier-Toulouse III

Ce travail fut intégralement financé par le Bureau de recherches géologiques et minières (BRGM) dans le cadre du chantier « Pyrénées » (2013-2019) du programme Référentiel Géologique de la France (RGF). Nous remercions cet organisme pour le soutien financier, logistique et matériel qu’il a assuré tout au long du projet.

Ce travail a été réalisé au sein du laboratoire Géosciences Environnement Toulouse (UMR 5563 CNRS / UM 97 UPS / UR 234 IRD / CNES), et au sein de l’unité « Connaissance et exploration des gîtes minéraux » de la Direction des Géoressources du BRGM d’Orléans.

Ce travail a également impliqué, à divers degrés, des équipes de l’Institut des Sciences de la Terre d’Orléans, de Birkbeck, University of London, du laboratoire Géosciences Montpellier, du laboratoire Géosciences Rennes, et du laboratoire Chrono-environnement de Besançon.

Ce manuscrit est publié et mis à disposition sous licence libre Creative Commons Attribution – Partage dans les mêmes conditions 4.0 International (CC-BY-SA 4.0). Pour voir une copie de cette licence, visitez https://creativecommons.org/licences/by-sa/4.0/deed.fr ou écrivez à Creative Commons, PO Box 1866, Mountain View, CA 94042, USA.

Par cette licence, l’auteur autorise : • le partage du contenu par la copie, la distribution ou la communication par le biais de n’importe quel moyen et format ; • l’adaptation du contenu, incluant sa modification, pour toute utilisation, y compris commerciale.

Selon les conditions suivantes : • l’attribution – l’Œuvre et son auteur doivent être crédités, un lien vers la licence doit être intégré et les modifications éventuelles de l’Œuvre doivent être spécifiées. Ces mentions doivent se faire par tous les moyens raisonnables, sans suggérer que l’auteur vous soutient ou soutien la façon dont vous avez utilisé son Œuvre. • le partage dans les mêmes conditions – le partage de l’Œuvre doit être effectué sous la même licence. Dans le cas où l’Œuvre serait modifiée ou utilisée pour la création d’un matériel nouveau, l’Œuvre modifiée doit également être publiée sous la même licence que celle de l’Œuvre originale. • sans restrictions supplémentaires – vous n’êtes pas autorisé à appliquer des conditions légales ou des mesures techniques qui restreindraient légalement l’utilisation de l’Œuvre dans les conditions décrites par la licence.

Le non-respect de ces conditions entraîne le retrait des autorisations accordées par l’auteur La licence Creative Commons offre un cadre compréhensible et simplifié de conditions permettant la réutilisation du contenu. En aucun cas, elle ne saurait se substituer au code de la propriété intellectuelle, dont les dispositions restent appliquées au présent manuscrit.

Certaines figures sont des reproductions ou des dérivations de contenus tiers, réutilisées dans le cadre de l’article L122-5 du code de la propriété intellectuelle. Ces figures restent la propriété de leurs auteurs et ne sont pas concernées par les dispositions de la licence CC-BY-SA 4.0. Elles sont indiquées par la mention « d’après et al. (), non-CC ».

« Tout est né d’une simple curiosité. La curiosité d’un seul homme a détruit un univers et en a créé un nouveau. Ce nouvel univers, c’est le tien. » ― Xenoblade Chronicles, Monolith Soft

« Un dragon était perché sur les hauteurs de la montagne et observait la vallée. Un dragon sur lequel était juché un homme. Un mage de bataille. » ― Peter A. Flannery, Mage de Bataille

Remerciements

Beaucoup de monde a été impliqué directement ou indirectement dans ce projet de thèse, et même si j’ai essayé d’être le plus exhaustif possible, je n’exclus pas d’avoir oublié certaines personnes. Une thèse est une grande aventure que d’aucuns pourraient penser qu’elle est solitaire, car il n’y a qu’un auteur sur le manuscrit. Mais il n’en est rien et la réussite d’une thèse est aussi le fruit d’un encadrement de maître(s). En tout premier lieu, je me dois de remercier Olivier Vanderhaeghe, le maître des orogènes, qui a eu le courage et la patience d’encadrer l’éternel volcan que je suis pendant un peu plus de 3 ans. Travailler avec toi fut un réel plaisir aussi bien sur l’aspect scientifique, administratif et humain. Ta vision grande échelle aura eu un peu de mal à entrer dans le crâne du petit étudiant qui regardait juste sa petite zone de cisaillement perchée dans les Alpes, mais c’est quand même bigrement bien pratique de voir les choses en grand ! -- Il aura quand même fallu attendre ce projet de thèse pour que tu ailles enfin au sommet du Canigou. La prochaine fois, promis, je pense à louer un âne (catalan, bien entendu). Vient ensuite Laurent Guillou-Frottier, le maître des modèles. Merci pour ton accueil à Orléans et ta grande disponibilité, dont j’ai très largement abusé par moments (oui, je parle beaucoup quand j’ai des idées). Ta patience et ta rigueur ont été largement mis à l’épreuve à devoir recadrer régulièrement mon esprit très vagabond. Mais pourquoi devrais-je faire une seule chose quand je peux en faire dix ? Et pour clôturer ce trio en or, Didier Béziat, le maître (tarnais) de la métallogénie. Pour ta bonne humeur et ton éternel optimisme. Y avait-il de l’or à Glorianes ? On pouvait s’en douter, mais encore fallait-il l’observer. Et cela fut largement couronné de succès avec ta trouvaille de celui qui reste encore le plus gros grain d’or observé à ce jour. Et quelque chose me dit que tu ne profiteras pas complètement de ta retraite bien méritée avant un petit moment.

Qui dit thèse multidisciplinaire, dit large panel de collaborateurs, et je peux dire avoir été bien servi en la matière. Tout d’abord à Toulouse avec Guillaume Estrade, Margot Munoz et Stefano Salvi, pour le côté métallogénie, et Michel de Saint Blanquat, Michel Grégoire, Stéphanie Duchêne et Yoann Denèle, pour le côté géodynamique et géologie des Pyrénées. À Orléans, Eric Gloaguen, Blandine Gourcerol, Philippe Lach (pour les cartes LA-ICP-MS), Jérémie Melleton, Laurent Bailly, Guillaume Vic, Maxime Padel, Benjamin Le Bayon, Thierry Baudin, Florence Cagnard, Abdeltif Lahfid (pour le Raman), Christine Rousseau (pour les recherches aux archives) et Charles Gumiaux (pour l’analyse géostatistique). Et comment ne pas mentionner les autres collègues de DGR-MIN qui permettent de rendre les missions au BRGM très vivantes : Anne-So, Anthony, Eric F., Lucile, Mathieu, Nicolas et Seb. Et aussi les thésards au BRGM : Audrey (à moitié à Montpellier aussi), Hugo, Gaëtan et Vincent. Également Marc Poujol, pour ton accueil à Rennes malgré les analyses géochronologiques qui n’ont pas abouti (mais le Canigou est la Némésis des géochronologistes). Je ne pourrai bien sûr ne pas passer à côté de mes anciens mentors de Besançon et qui sont devenus des collègues de travail. Philippe Goncalves, pour ces stages de recherche entre la L3 et le M2 sur les zones de cisaillement de Neves (un cadre idyllique), qui m’a ouvert les portes de la recherche scientifique et les joies de la pétrologie métamorphique. Je sais qu’il nous reste encore quelques petites choses à faire ensemble et on les fera. Les zones de cisaillement et les fluides sont encore plus avec moi aujourd’hui. Pierre Trap, qui a eu la bonne idée de m’accompagner sur le terrain et de découvrir que chaque jour dans le Canigou est une expédition entre gorges à pic et anciens chemins buissonneux. Mais je te rassure, il m’arrive aussi de faire des bords de route. Et à Berne, Pierre Lanari pour ta rigueur et les conseils que tu m’avais prodigués à l’époque, sans parler bien sûr de XMapTools que tu as développé, et qui reste encore aujourd’hui un excellent et indispensable compagnon de travail. Dans cette veine, je remercie également M. Chambaret, mon professeur de SVT de 1ère, qui a permis de faire vibrer et ressortir ma passion pour les roches et leur histoire, passion qui a été sublimée par Michel Campy et Vincent Bichet à travers leur livre sur la géologie du massif du Jura. J’en garde encore cet enthousiasme sur le lien fantastique qui existe entre géologie et paysage et qui m’émerveille toujours comme au premier jour.

On ne saurait oublier les techniciens et ingénieurs des laboratoires, qui sont des maillons essentiels de la recherche scientifique, trop peu reconnus, et sans qui il serait très difficile d’avancer et de produire de la connaissance. Fabienne de Parceval à l’atelier roche pour la lithopréparation et qui aura eu fort à faire avec mes schistes quartzeux et veines de quartz. Thierry Aigouy au MEB pour ta sympathie et ton expertise minéralogique ô combien précieuse. Et enfin, Philippe de Parceval et Sophie Gouy à la microsonde pour votre expertise et votre enthousiasme. Les cartographies microsonde c’est cool, mais c’est sûr que ça serait mieux avec de belles roches.

Bien sûr comment ne pas passer à côté des collègues thésards et post-doc qui ont carrément mis l’ambiance (ou « mis le feu » dans le jargon) pendant ces quelques 3 ans et plus au labo, mais qui ont aussi eu à subir et à supporter mon râlage et chauvinisme permanents. En premier, ceux qui ont eu à me subir au quotidien dans le bureau S9 : Mathoulde (on trouvera une application au talc synthétique), Manon (j’peux pas, j’ai poney ou licorne), Julien (notre jambon national) et Clément (mais c’est abusé). Les autres membres du comité populaire de la terrasse du GET : Sof’, Vianney, Anissa, Artiom, Vale, Camilla, Paul…. Aussi, les anciens thésards : Léandre (Ponpon sur la Garonne), Mélodie, Pierre (Peter), Maxou, Alice, Loïs, Juliette, Nail… Et bien sûr, les générations suivantes : Dada, Léo(midas), Steven, Cyrielle, Martin, Kassem, Clément L., Anne, Ines… Les étudiants de master qui ont eu à me supporter également pendant leur stage : Thibault sur le fer du Canigou (aussi mon illustrateur et accessoirement trouveur de beaux minéraux), Déodat sur l’or de l’Assaladou et Hugo sur le granite de Costabonne. Enfin, les potos et anciens collègues de fac, mon presque alter-ego, mais plus passionné de minéraux (je n’en suis qu’un modeste profane) Cyril, et Julien « Stanislas » le géotechnicien, mon opposé. Si je suis assez magnanime et que vous êtes sages, je vous dédicacerai un exemplaire. Et je ne désespère toujours pas de vous voir descendre dans le Sud-Ouest. Ce travail de thèse aura aussi été une grande aventure humaine qui m’aura permis de découvrir les Pyrénées et notamment l’une de ses perles, la montagne sacrée des Catalans : le pic du Canigó et ses environs. Avec cela, je remercie les Catalans pour leur accueil chaleureux et leur enthousiasme, qui me pardonneront j’espère l’usage dans ce manuscrit de la graphie française (Canigou), et non catalane (Canigó), de leur montagne sacrée. Plus particulièrement, je me dois de remercier les habitants du village de Baillestavy, petite perle de la vallée de la Lentilla dont je suis tombé sous le charme, pour leur accueil et les échanges que j’ai pu avoir qui ont rendu mes missions bien plus stimulantes et vivantes. Je remercie notamment Christiane et Jacques, pour leur enthousiasme et leur passion du territoire et particulièrement Jacques pour m’avoir guidé dans la montagne sur le chemin des anciens sites miniers. Colette et Jean-Jacques pour leur amitié (ainsi que la cuisine !), Annie pour la réservation des gîtes municipaux, et Jean-Claude. Je remercie également Hélène et Marc pour leur accueil chaleureux et le vif intérêt qu’ils ont porté à ce projet.

I would also like to thank John Cunningham and Eileen for the very interesting discussions and excursions through the black shales of the Aspres, as well as their hospitality during my stay in Scotland. A very beautiful country that I will be very pleased to discover again.

Et comment ne pas achever ces quelques paragraphes sans passer par ma famille. La réussite de ce travail et l’aboutissement de ce manuscrit sont aussi de leur fait. Maman et Papa pour leur soutien sans faille, malgré mes quelques sautes d’humeur. Ma petite sœur Chloé et mon beau-frère Loïk qui entament leur vie beaujolaise que je leur souhaite longue et heureuse. Aussi parce qu’il a compté dans le maintien du moral avec son caractère, Gizmo le lapin- gremlin. Je ne saurais passer à côté aussi de mamie Nicole, pépé Henri, mamie Odette et de tatie Marinette, ainsi que Chantal, Jean-Luc et Maud pour leur soutien et leur enthousiasme pendant ces trois ans et quelques mois. J’espère que ce concentré de science vous plaira. Enfin, je dédie ce manuscrit de thèse à mon grand-père Claude, grand amoureux de la montagne et de la randonnée, qui nous a quitté beaucoup trop tôt.

Partie II

Partie I

Partie III

Partie IV

Partie V

Les dessins illustrant les pages de titre des 5 parties du corps du manuscrit sont des œuvres dessinées par Thibault Roattino (https://www.deviantart.com/ommethee), qui autorise la publication de ces œuvres sous licence libre CC-BY-SA 4.0, sous les mêmes conditions que le reste du manuscrit.

Table des matières abrégée

Abbreviated Table of Contents

Partie α – Introduction générale...... 23 Part α - General introduction A brief introduction presenting the scientific issues related to the understanding of crustal fluid flow and the use of gold mineralizations as tracers of these flows. The scientific questions of the thesis are formulated. The general organization of the dissertation is detailed there.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or. .31 Part I – Fluid flow, crustal evolution and gold metallogeny Chapter 1 is a state of the art on the links between fluid circulation, deformation, mass transfer and heat transfer. The dynamics of fluid mobilization and transfer in an orogenic context are detailed. Chapter 2 is a summary of the knowledge of gold mineralogy and petrology. It presents the different metallogenic models proposed for the formation of gold deposits.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées...... 55 Part II – Variscan gold mineralizations in France and gold mineralizations in the Pyrenees Chapter 3 exposes the general organisation of the Variscan belt in western Europe and the geodynamic evolution of Variscan orogeny. The main Variscan gold districts in France are presented, as well as their metallogenic models. Chapter 4 summarizes the structure of the Pyrenees and their geological evolution. The different gold occurrences in the range are detailed. Chapter 5 presents a geostatistical spatial study of the distribution of Pyrenean gold occurrences in relation to the geological structures of the range.

Partie III – Evolution tectono-métamorphique varisque du dôme du Canigou ...... 101 Part III – Variscan tectonometamorphic evolution of the Canigou massif Chapter 6 presents the procedure for harmonizing geological data at the scale of the Canigou dome. Chapter 7 presents the study of the deformation field in the Canigou and Aspres massifs. This study is based on a linear analysis, using data from DTMs and aerial photographs. This analysis is coupled with a structural field study. The study allowed to define the different stages of Variscan deformation. Chapter 8 is a study of the Variscan metamorphic evolution of the area. It is based on petrological data from representative samples of the different metamorphic grades. These data are derived from observations by optical microscopy and SEM, quantitative chemical mapping of the microprobe, Raman spectroscopy on carbonaceous materials (RSCM) and thermodynamic modeling of phase equilibria. This study made it possible to characterize the P-T path conditions of the Variscan HT/LP thermal peak and the retrograde path.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres...... 163 Part IV – Origin and formation of the Canigou and Aspres gold deposits Chapter 9 is a petro-structural study of the Glorianes gold deposit in the Aspres massif. This study consists of a structural field analysis, coupled with a petrological and geochemical analysis. It is based on the study of mineralized vein microstructures, petrological analysis and geochemical analysis using LA-ICP-MS quantitative mapping. The conditions of formation of the deposit are defined. Chapter 10 presents a regional-scale geochemical study to identify the source levels of gold in the Glorianes deposit. It is based on the bulk rock analysis of the different lithologies at the scale of the Aspres massif, as well as on the LA- ICP-MS semi-quantitative mapping of disseminated sulphides in carbonates.

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux aurifères tardi-varisques du massif du Canigou...... 229 Part V - Characterization of the late Variscan auriferous hydrothermal fluid circulation system in the Canigou massif Chapter 11 documents the detection of thermal anomalies generated by the circulation of auriferous hydrothermal fluids. This data is one of the first direct detection of the thermal signature of a former fluid flow. This study is coupled with numerical modeling of fluid flows and associated heat transfers.

Partie Ω – Discussion et conclusion générales...... 253 Part Ω - General discussion and conclusion Annexes...... 269 Appendices Table des matières détaillée

Partie α – Introduction générale...... 23 1. Contexte scientifique et problématiue générale...... 25 2. Objectif de la thèse et méthodologie...... 27 3. Organisation du manuscrit...... 29 Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or. .31 Chapitre 1 – Circulation de fluuides, évolution de la croûte continentale et transferts de métaux...... 33 1. Circulation des fluuides : : : ' un paramètre critiue de l’évolution crustale...... 33 1.a - Circulation de fluuides et déformation localisée...... 33 1.b - Circulation de fluuides et transferts de matière...... 34 1.c - Circulation de fluuides et transferts de chaleur...... 34 2. Mobilisation et transferts des fluuides en contexte orogéniue...... 36 2.a - Typologie et sources des fluuides de la croûte continentale...... 36 2.b - Modes de circulation des fluuides à travers la croûte...... 38 2.c - Perméabilité de la croûte continentale et des zones de cisaillement...... 38 2.d - Le paradoxe de la croûte inférieure...... 39 2.e - La zone de transition fragile-ductile...... 40 3. Fluides hydrothermaux : : : ' agents de transport à l’origine des gisements métallifères...... 42 Chapitre 2 – Métallogénie de l’or...... 44 1. Carte d’identité de l’or...... 44 1.a - Propriétés physico-chimiques et nucléosynthèse...... 44 1.b - L’or natif et minéraux accompagnateurs...... 45 1.c - Utilisations de l’or dans les sociétés humaines...... 46 2. Gisements aurifères : : : ' classifiqcation et modèles métallogéniues...... 47 2.a - Classificcation générale sde gisements aurifères...... 47 2.b - Gisements d’or associés aux zones de cisaillement...... 49 2.c - Modèle du continuum crustal et modèle de la dévolatilisation métamorphique ...... 50 3. Origine de l’or : : : 'mobilisation re crustale ou extraction mantelliue : : ...... :  .....51 3.a - Formation des gisements aurifères au cours des temps géologiques...... 51 3.b - Aux sources des gisements d’or...... 52 Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées...... 55 Chapitre 3 – Minéralisations aurifères de la chaîne Varisque...... 57 1. La ceinture Varisue ouest-européenne...... 57 1.a - Structure générale de la ceinture Varisque ouest-européenne...... 57 1.b - Synthèse de l’évolution tectono-métamorphique de la ceinture varisque ouest- européenne...... 59 2. Minéralisations aurifères du segment français de la chaîne Varisue...... 61 2.a - Minéralisations du Massif armoricain et du Massif central...... 61 2.b - Ancien gisement à As-Au de Salsigne (Montagne Noire)...... 64 3. Modèles métallogéniues des gisements aurifères varisues français...... 67 3.a - L’événement « Or-300 Ma »...... 67 3.b - Magmatisme de l’événement « Or-360 Ma »...... 68 3.c - Rôle de l’exhumation tardi-orogénique varisque...... 69 3.d - Remobilisation d’un stock aurifère pré-enrichi...... 70 Chapitre 4 – Géologie et minéralisations aurifères des Pyrénées...... 72 1. Géologie des Pyrénées...... 72 1.a - Structure générale des Pyrénées...... 72 1.b - Socle varisque des Pyrénées...... 74 1.c - Évolution méso-cénozoïque...... 79 2. Minéralisation aurifères des Pyrénées...... 81 2.a - Répartition générale des minéralisations...... 81 2.b - District des Aspres et du Canigou...... 83 2.c - District du Vall de Ribes...... 85 2.d - Indices et gîtes des Pyrénées centrales...... 87 2.e - Minéralisations à W-Au de Salau...... 89 2.f - Skarns de la granodiorite d’Andorre...... 90 2.g - Gîte de Chinipí...... 91 Chapitre 5 – Analyse spatiale géostatistique des minéralisations aurifères primaires des Pyrénées...... 93 1. Établissement de la base de données...... 93 2. Analyse spatiale de la position des minéralisations...... 94 2.a - Principes généraux...... 94 2.b - Répartition des minéralisations dans les ensembles lithostratigraphiques...... 95 2.c - Répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement aux accidents tectoniques...... 96 2.d - Répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement à la limite d’exhumation de l’infrastructure...... 98 3. Discussion et conclusion...... 99 Partie III – Évolution tectono-métamorphique varisque du dôme du Canigou ...... 101 Chapitre 6 – Harmonisation de l’information géologique...... 103 1. État de l’information géologiue et données utilisées...... 103 2. Carte géologiue harmonisée du dôme du Canigou...... 105 Chapitre 7 – Caractérisation du champ de déformation du dôme du Canigou et du massif des Aspres...... 109 1. Introduction...... 109 2. Contexte géologiue...... 109 3. Méthodologie...... 112 3.a - Analyse de linéaments structuraux par MNT...... 112 3.b - Synthèse des données structurales...... 113 4. Analyse structurale...... 114 4.a - Cœur du dôme du Canigou...... 114 4.b - Zone de cisaillement bordière de l’orthogneiss du Canigou...... 117 4.c - Massif des Aspres...... 118 4.d - Zones de cisaillement tardi-varisques régionales...... 119 4.e - Zones de cisaillement tardi-varisques ductiles à fragiles-ductiles...... 120 4.f - Déformation alpine...... 122 5. Discussion...... 124 5.a - Marqueurs structuraux de l’exhumation du dôme du Canigou...... 124 5.b - Continuum structural à la transition fragile-ductile...... 125 6. Conclusion...... 126 Chapitre 8 – Évolution métamorphique varisque du massif du Canigou.....129 1. Introduction...... 129 2. Méthodologie...... 131 2.a - Cartographie chimique quantitative par microsonde...... 131 2.b - Spectroscopie Raman sur matière carbonée...... 132 2.c – Theermobarométrie par calculdes équilibres de phases...... 132 2.d - Tentative d’étude géochronologique...... 134 3. Analyse pétrologiue...... 134 3.a - Zone à sillimanite – anatexie (CAN1827 & CAN1901)...... 134 3.b - Zone à andalousite (CAN1749 & CAN1831)...... 136 3.c - Zone à biotite (ASP1735)...... 142 3.d - Zone à chlorite (ASP1710 & ASP1729-ASP1810)...... 143 4. Estimation des conditions P-T...... 146 4.a - Theermométrie RSCM...... 146 4.b - Theermobarométrie sur loritesch et phengites...... 149 4.c - Pseudosections...... 151 5. Discussion...... 155 5.a - Trajets P-T-d du dôme du Canigou et du massif des Aspres...... 155 5.b - Position des niveaux structuraux...... 156 5.c - Enregistrement des conditions P-T du métamorphisme par les marqueurs minéralogiques...... 158 5.d - Production et circulations de fluuides pendant le métamorphisme varisque....160 6. Conclusion...... 158 Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres...... 163 Chapitre 9 – Structure et pétrologie des minéralisations aurifères de Glorianes-Serrabona...... 165 1. Introduction...... 165 1.a - État des sites visités et cibles d’étude...... 165 1.b - Historique de l’exploration et de l’exploitation minière...... 172 1.c - Études structurales et pétrologiques antérieures...... 174 2. Méthodologie et échantillons...... 177 3. Structuration du système fiqlonien de Glorianes-Serrabona...... 178 3.a - Structure générale...... 178 3.b - Structuration des veines de Glorianes...... 179 3.c - Structuration des veines de Serrabona...... 183 4. Analyse pétro-structurale et géochimiue des veines de type III de Glorianes. .185 4.a - Veines à sidérite...... 185 4.b - Veines à arsénopyrite...... 188 4.c - Veines à quartz...... 196 4.d - Theermométrie sur arsénopyrite...... 198 4.e - Synthèse de l’évolution paragénétique des veines de Glorianes...... 200 4.f - Tentative d’étude géochronologique...... 200 4.g - Étude préliminaire des inclusions fluuides...... 201 5. Discussion...... 203 5.a - Formation des veines aurifères par circulation canalisée...... 203 5.b - Évolution des veines aurifères : : : Q remobilisation in-situ ou apports extérieurs successifs des métaux : : : ...... 205 5.c - Conditions P-T de formation des veines aurifères...... 205 5.d - Minéralisations aurifères de Glorianes : : : Q marqueurs de la transition fragile- ductile...... 207 5.e - Formation du gisement dans l’évolution tectono-métamorphique varisque...209 5.f - Âge des minéralisations...... 211 6. Conclusion...... 212 Chapitre 10 – Détermination de la source de l’or par étude géochimique et cartographie semi-quantitative LA-ICP-MS des éléments traces sur pyrite...... 214 1. Introduction...... 214 2. Échantillons et méthodologie...... 215 3. Résultats...... 216 3.a - Identificcation des niveaux anomaliques en or...... 216 3.b - Cartographie LA-ICP-MS des éléments traces sur pyrite...... 218 4. Discussion...... 223 4.a - Niveaux sources de l’or...... 223 4.b - Pré-concentration en or des sédiments à la transition Édiacarien-Cambrien. 226 4.c - Rôle du magmatisme...... 226 5. Conclusion...... 227 Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux aurifères tardi-varisques du massif du Canigou...... 229 Chapitre 11 – Détection de la signature thermique de la circulation des fluuides hydrothermaux aurifères (Article Link et al., soumis)...... 231 1. Introduction...... 231 2. Échantillonnage et lois physiues générales...... 233 2.a - Échantillonnage RSCM...... 233 2.b - Modélisation des transferts thermiques : : : Q équation de la chaleur, production de chaleur interne et fluux de chaleur...... 234 2.c - Modélisation des circulations de fluuides : :loi :Q de Darcy...... 235 3. Données thermométriues RSCM...... 236 4. Modélisation numériue des circulations de fluuides et des transferts de chaleur ...... 239 4.a - Géométrie du modèle et maillage...... 239 4.b - Conditions initiales et conditions aux limites...... 241 4.c - Propriétés physiques des fluuides etdes roches...... 242 4.d - Résultats...... 244 5. Discussion...... 247 5.a – Potentielles sources de chaleur des anomalies thermiques...... 247 5.b – Mode et durée des circulations de fluuides...... 248 5.c - Circulation des fluuides à l’échelle des veines minéralisées...... 249 6. Conclusion...... 251 Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives...... 253 Discussion générale...... 255 1. Rappel des problématiues et des principaux résultats...... 255 2. Origine de l’or et paramètres de contrôle de la formation des minéralisations aurifères...... 256 3. Retracer les anciennes circulations de fluuides...... 259 4. Circulation des fluuides crustaux dans la croûte pyrénéenne au cours du stade tardi-orogéniue varisue...... 261 Conclusion générale...... 265 Perspectives...... 267

Références bibliographiques...... 269 Glossaire...... 297 Publications...... 303 Documents annexes...... 315

Partie α — Introduction générale —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Contexte scientifique et problématiue générale Les fluides sont connus pour être parmi les principaux facteurs de l’évolution mécanique et thermodynamique de la croûte. Leur influence s’exerce par des transferts de masse (métasomatisme, altération, fusion partielle…) (Selverstone et al., 1991 ; Barnes et al., 2004), des transferts de chaleur (hydrothermalisme, géothermie…) (Beach, 1976 ; Brady, 1988), ou encore des variations du champ de contrainte Figure α.1. Processus de mobilisation et de transferts des fluuides crustaux, d'après Ague (2014) non-CC. et de la rhéologie (surpressions, sismicité, réactions d’amollissement…) (Dipple & Ferry, 1992 ; Sibson, 1992 ; Oliot et al., 2010 ; Cox, 2016). Ces processus se produisent en réponse au déséquilibrage de la croûte induit par la tectonique des plaques. Le principal processus endogène d’émission primaire des fluides est la réaction de dévolatilisation, subséquente à un apport de chaleur (fig. α.1) (Ague, 2014). Cette hausse de l’énergie thermique peut être la conséquence d’un épaississement crustal, d’un amincissement crustal, d’une délamination lithosphérique ou encore d’un sous-plaquage asthénosphérique. Les fluides supergènes (marins, météoriques…) peuvent également pénétrer la croûte par le biais de circulations descendantes le long de zones de failles (McCaig, 1988 ; Cartwright & Buick, 1999 ; Famin et al., 2004 ; Siebenaller et al., 2013 ; Menzies et al., 2014) ou par enfouissement tectonique des roches les contenants (Clark et al., 2006).

Si la nature et les mécanismes de la circulation des fluides crustaux sont bien contraints dans la croûte supérieure, il n’en est pas de même pour les fluides profonds circulant sous la zone de transition fragile-ductile (ZTFD). Ne disposant d’aucun accès direct à ces systèmes, uniquement visibles à travers les anomalies sismiques et électriques qu’ils génèrent en imagerie géophysique (fig. α.2) (Jiracek et al., 1983 ; Wannamaker et al., 2002), les géologues sont alors contraints d’étudier des systèmes fossiles exhumés. Les principales traces géologiques de ces

Introduction générale 25 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure α.2. Coupe interprétée de la croûte des Alpes néo-zélandaises soulignant des anomalies sismiques le long des zones de cisaillement et de failles, liées à des circulations de fluuides à l’origine de minéralisations aurifères. L’horizon anomalique dans la croûte inférieure est proposé comme une potentielle zone de stockage de fluuides dans un complexe de cisaillements interconnectés (d’après Wannamaker et al. (2002), non-CC). systèmes (veines, corps minéralisés, altération hydrothermale…) témoignent de transferts de matière et de chaleur associés aux circulations de fluides. De ces marqueurs fossiles, les corps minéralisés sont parmi les meilleures évidences de circulations de fluides dans la croûte profonde. Ces objets sont en effet ceux qui ont permis de comprendre au mieux les fluides crustaux et leurs systèmes de circulation (Yardley & Bodnar, 2014). Les gisements métalliques les plus communs sont ceux issus de systèmes de fluides hydrothermaux (Ingebritsen & Appold, 2012).

Les gisements d’or (Au) orogéniques sont reconnus pour être des marqueurs des processus hydrothermaux à échelle crustale au cours des orogenèses. Ces gisements sont généralement associés à des zones de cisaillement ou des complexes intrusifs granitiques, dont l’activité marque la transition entre le pic thermique du métamorphisme régional et les stades tardi- à post- orogéniques. Cette période est marquée par la circulation de fluides hydrothermaux émis depuis

26 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque la croûte inférieure et remontés vers la croûte supérieure où se forment les gisements d’or. L’extension spatiale et la durée de fonctionnement de ces systèmes hydrothermaux sont cependant mal contraintes. Ainsi, le débat se pose entre le modèle d’un continuum tectono- métamorphique, qui implique des circulations de fluides en continu sur plusieurs Ma, le lessivage de vastes volumes crustaux et le transfert des fluides sur de grandes distances, et le modèle de circulations de fluides épisodiques, qui implique des circulations de fluides discontinues et rapides (Weatherley & Henley, 2013) et le lessivage de volumes crustaux modestes pré-enrichis en or. De ce débat, découlent les questions suivantes :

Les circulations de fluides crustaux orogéniques sont-elles des phénomènes au long cours témoignant d’un vaste transfert thermo-chimique entre la croûte inférieure et la croûte supérieure ?

Quels paramètres influent sur le mode et la durée de la circulation des fluides crustaux ?

Bien que ces gisements d’or se révèlent être des marqueurs intéressants des processus hydrothermaux caractéristiques des derniers stades d’évolution des orogènes, leur étude est limitée par le fait que l’ensemble du système hydrothermal fossile, de la source au dépôt, n’affleure pas systématiquement dans une même région (Tomkins, 2013). Pour mieux contraindre la durée et l’extension spatiale de ces systèmes dans la croûte, il est donc nécessaire de porter l’étude sur une zone où les niveaux sources des fluides et des métaux, les drains et les niveaux de dépôt des fluides et des métaux affleurent tous à proximité.

Comment retracer les anciennes circulations hydrothermales à partir de l’étude de minéralisations aurifères et de leur environnement géologique ?

Objectif de la thèse et méthodologie L’objectif de ce projet de thèse est d’utiliser les minéralisations aurifères comme traceurs d’anciennes circulations de fluides profonds en contexte orogénique. Dans cette optique, le segment varisque des Pyrénées présente un grand intérêt. En premier lieu, la genèse des minéralisations aurifères répertoriées dans la chaîne est encore mal contrainte. De plus, le socle

Introduction générale 27 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) varisque pyrénéen se caractérise par la présence d’évidences d’un gradient de métamorphisme HT-BP, exhumées au cœur de dômes métamorphiques, et d’un important magmatisme tardi- orogéniques, associés à une tectonique transcurrente. En résumé, cet ensemble offre un rare cas où le niveau de dévolatilisation, les zones de drainage et le niveau de dépôt des fluides et des métaux sont exhumés dans un voisinage proche. Cela donne donc potentiellement accès à l’ensemble de l’ancien système hydrothermal minéralisateur.

Les massifs varisques européens sont connus pour disposer des principales provinces aurifères du continent, avec des gisements de classe mondiale (Salsigne…). Dans les Pyrénées, si de nombreux indices et gîtes aurifères sont reconnus dans le socle varisque, il n’existe pas de gisement d’importance majeure et les données relatives à ces occurrences sont parcellaires. Le travail de cette thèse s’est ainsi focalisé sur le massif du Canigou et son contrefort du massif des Aspres, dans les Pyrénées orientales françaises. Cette zone dispose d’un des principaux districts aurifères pyrénéens, marqué par une brève exploitation minière, et disposant d’un socle de connaissances géologiques et métallogéniques bien établi.

L’approche retenue fut de procéder en premier lieu à une étude structurale et pétrologique à échelle régionale, afin de déterminer l’évolution pétro-structurale varisque et de replacer l’événement minéralisateur aurifère dans cette évolution. Cette étude s’est basée notamment sur : l’acquisition de données géologiques de terrain, l’analyse de la structuration géomorphologique des massifs du Canigou et des Aspres, l’évolution des paragenèses métamorphiques par cartographie chimique quantitative des phases minérales, et l’évolution des conditions P-T par spectroscopie Raman sur matière carbonée (RSCM) et par modélisation des équilibres de phases sur pseudosection et des équilibres chlorite-micas. Le deuxième volet s’est concentré sur une étude structurale, pétrologique et géochimique des corps minéralisés aurifères. Le but principal était de déterminer la source de l’or des minéralisations et des fluides minéralisateurs. Après avoir replacé les minéralisations dans la structure géologique régionale, l’étude s’est portée sur l’analyse des microstructures et des paragenèses successives, la cartographie par LA-ICP-MS des éléments traces dans les sulfures des corps minéralisés et des encaissants et d’une analyse succincte des inclusions fluides dans les veines de quartz associées aux minéralisations. Ces informations furent ensuite couplées avec le modèle établit à l’échelle régionale, afin de préciser l’échelle spatio-temporelle des circulations

28 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque de fluides. En troisième temps, l’échelle et les propriétés physiques du système hydrothermal associé à la formation des gisements aurifères furent déterminées. Cette caractérisation s’est basée sur le modèle géologique régional établi à partir des données structurales et pétrologiques, sur les données paléo-thermiques obtenues par RSCM, et sur la modélisation des circulations de fluides et des transferts de chaleur.

Organisation du manuscrit Le manuscrit est organisé en 5 parties principales, chacune subdivisée en plusieurs chapitres. Chacune des cinq parties est suivie d’un résumé étendu en anglais.

La première partie fait un état détaillé des connaissances et problématiques scientifiques actuelles liées aux circulations de fluides dans la croûte et à la formation des minéralisations aurifères. Le chapitre 1 fait état des relations et interactions entre circulations de fluides, déformation et métamorphisme. Il se focalise notamment sur les modifications mécaniques et chimiques de la croûte qu’engendrent les circulations de fluides, ainsi que sur l’influence de ces processus dans le mode des circulations de fluides. Le chapitre 2 présente les caractéristiques physico-chimiques de l’or, un bref aperçu de sa nucléosynthèse et de son importance dans les sociétés humaines. Il se concentre ensuite sur la formation des gisements aurifères au cours de l’histoire de la Terre, en fonction des contextes géologiques, et sur les processus impliqués (déformation, métamorphisme, magmatisme…).

La deuxième partie fait un état de la géologie et des principaux gisements aurifères des massifs varisques français. Le chapitre 3 présente succinctement la structure et l’évolution de la chaîne Varisque, puis donne un aperçu des principales provinces métallogéniques aurifères des massifs varisques français et de leur modèle génétique. Le chapitre 4 se concentre sur la structure et l’évolution géologique des Pyrénées, et fait état des indices et gîtes aurifères connus et référencés à travers la chaîne. Le chapitre 5 est focalisé sur la construction de la base de données des indices et gîtes aurifères pyrénéens, ainsi que sur l’analyse géostatistique de leur répartition spatiale par rapport aux caissons litho-stratigraphiques, aux structures tectoniques, et aux dômes métamorphiques.

Introduction générale 29 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

La troisième partie présente le modèle d’évolution tectono-métamorphique varisque du massif du Canigou, établi à partir d’une étude pétro-structurale détaillée multi-échelle. Le chapitre 6 présente la conception du SIG harmonisé du massif du Canigou et l’établissement de la base de données géologiques de terrain. Le chapitre 7 est focalisé sur la caractérisation du champ de déformation du dôme du Canigou et du massif des Aspres, à partir des données structurales de terrain, corrélées à une analyse linéamentaire de la structure géomorphologique par SIG. Le chapitre 8 se concentre sur l’évolution métamorphique rétrograde varisque, en lien avec l’évolution structurale, depuis le pic HT-BP jusqu’au refroidissement, estimée par l’étude des paragenèses minérales et la modélisation thermodynamique des équilibres de phase. Cette étude permet de replacer la structuration du massif et la mise en place des minéralisations associées dans l’évolution thermique et géodynamique varisque.

La quatrième partie se concentre sur le modèle de formation des gisements aurifères du massif du Canigou. Le chapitre 9 présente la structure et la pétrologie des corps minéralisés aurifères du nord-est du Canigou et des Aspres. Le chapitre 10 discute de l’origine de l’or et des fluides minéralisateurs, à partir d’une étude pétrologique et géochimique des sulfures par LA- ICP-MS et des inclusions fluides des corps minéralisés et des méta-sédiments édiacariens.

La cinquième partie propose un modèle général de circulation des fluides associée aux minéralisations aurifères. Le chapitre 11 présente la caractérisation d’anomalies thermiques le long des structures minéralisées, par une étude couplant analyse structurale et analyse thermométrique par RSCM, et discute de la durée de fonctionnement du système hydrothermal, à partir d’une modélisation de transferts thermiques et de circulation de fluides.

Le corps principal du manuscrit s’achève par une dernière partie de discussion et de conclusion générales et énonce les perspectives scientifiques déduites des résultats de la thèse. Les références bibliographiques, les données annexes, la liste des publications liées à la thèse, ainsi qu’un glossaire des abréviations et sigles employés dans le manuscrit sont situés dans les parties annexes.

30 Partie I — Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or —

Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 1 – Circulation de fluuides, évolution de la croûte continentale et transferts de métaux 1. Circulation des fluides : : :  un paramètre critique de l’évolution de la croûte continentale 1.a - Circulation de fluuides et déformation localisée Les failles et les zones de cisaillement, structures marquant la déformation localisée et hétérogène de la croûte, sont reconnues comme des structures caractérisées par la présence massive de fluides en circulation. Ces derniers seraient notamment responsables de la génération répétitive d’épisodes sismiques par surpression fluide, lorsque la pression fluide surpasse la pression lithostatique, du fait de l’accumulation progressive des fluides (mécanisme de la valve sismique, ‘fault valve’) (Sibson et al., 1988 ; Sibson 1990). L’injection massive de fluides en surpression dans des roches peu perméables peut également être à l’origine d’amas sismiques de faible magnitude (MW < 4) (Cox, 2016).

Les circulations de fluides peuvent également induire des variations rhéologiques du fait des modifications minéralogiques et chimiques qu’elles génèrent, via les interactions fluide- roche. Ces modifications sont notamment proposées comme l’un des moteurs de l’initiation et du développement des zones de cisaillement ductiles. En effet, ces anisotropies sont des zones où des modifications minéralogiques et chimiques sont observées (fig. 1.1.1A) (Beach, 1976 ; Link, 2016), soulignant la présence de transferts chimiques pouvant amener à des variations volumiques dramatiques (Selverstone et al., 1991 ; Goncalves et al., 2012). Ces modifications peuvent notamment engendrer des réactions d’affaiblissement (Oliot et al., 2010 ; Diener et al., 2016), qui permettent la localisation de la déformation et son maintien dans le temps, associées à la réduction dynamique de la taille des grains et à leur réorientation préférentielle (Holyoke & Tullis, 2006 ; Spruzeniece & Piazolo, 2015), ainsi qu’à la cristallisation de phases amollissantes (phyllosilicates, plagioclases…) (Fusseis & Handy, 2008 ; Oliot et al., 2010). Les interactions fluide-roche le long de fractures peuvent également engendrer la formation de halos métasomatiques, dont le contraste de viscosité avec la roche encaissante permet de localiser la déformation à leur contact (Mancktelow & Pennacchioni, 2005). La présence de surpressions fluides localisées pourrait aussi générer des fractures servant de précurseurs aux zones de cisaillement ductiles (Leydier et al., 2019).

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 33 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Les transformations minéralogiques et les transferts chimiques, induits par les interactions fluide-roche, sont aussi proposés comme étant à l’origine des trémors non-volcaniques, séismes lents de basse fréquence enregistrés dans la croûte moyenne et inférieure, le long des panneaux plongeants des zones de subduction (Japon, Cascades…) (Obara, 2002 ; Kao et al., 2005) et le long de zones de cisaillement (faille de San Andreas, cordillère Darwin…) (Nadeau & Dolenc, 2005 ; Hayman & Lavier, 2014). Ces phénomènes montrent l’existence d’une déformation discontinue par rupture, dans un niveau de la croûte où le mode de déformation est généralement dominé par le fluage (Hayman & Lavier, 2014). Ils sont souvent associés à des phénomènes de glissements lents liés à l’activité sismique dans la croûte supérieure (Obara et al., 2004 ; Nadeau & Dolenc, 2005). Il n’est pas exclu que ces trémors non-volcaniques soient également l’expression de ruptures épisodiques générées par des surpressions fluides localisées (Cox, 2016 ; Leydier et al., 2019).

1.b - Circulation de fluuides et transferts de matière Les réactions métamorphiques, notamment à partir des conditions du faciès amphibolite, émettent d’importantes quantités d’éléments volatils et de fluides (Walther & Orville, 1982 ; Cox et al., 1986 ; Ague, 2014). Les transferts de matière par les fluides sont notamment permis par la circulation de fluides très mobiles. Ces transferts sont matérialisés par des changements minéralogiques et chimiques (fig. 1.1.1A) (Selverstone et al., 1991 ; Barnes et al., 2004), la formation de corps minéralisés (fig. 1.1.1B & C) ou des zones d’altération hydrothermale et métasomatique (fig. 1.1.1D & E) (Mancktelow & Pennacchioni, 2005). La circulation de fluides canalisée le long de structures développées dans des roches métastables entraîne la formation d’un gradient chimique, qui induit un rééquilibrage du système par métasomatisme (Marquer & Burkhard, 1992 ; Goncalves et al., 2012).

1.c - Circulation de fluuides et transferts de chaleur Contrairement aux transferts de matière, les traces géologiques des transferts de chaleur par advection via les fluides sont très rares (Hoisch, 1987 ; Chamberlain & Rumble, 1988). Par conséquent, l’impact des circulations de fluides sur le géotherme reste encore très largement théorique. Dans le cas d’une circulation pervasive à l’échelle de la croûte inférieure, cet impact est considéré comme négligeable (Bickle & McKenzie, 1987 ; Connolly & Thompson, 1989), du fait de la très forte diffusivité thermique des fluides (Bickle & McKenzie, 1987). Par ailleurs, une

34 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 1.1.1. Exemples de conséquences des transferts de matière par circulation de fluuides le long de structures géologiques perméables. A : grenats et phyllosilicates développés par circulation de fluuides au sein d'une zone de cisaillement dans une granodiorite. B : veines de quartz injectées dans un schiste. C : veine à arsénopyrite-quartz. D : halo métasomatique dans une granodiorite généré par la circulation de fluuides le long de fractures à remplissage de lorite.ch E : zone d'altération hydrothermale le long d"une zone de faille.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 35 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) convection des éléments volatils est possible sans impliquer de convection de chaleur (Bickle & McKenzie, 1987 ; Connolly & Thompson, 1989 ; Lyubetskaya & Ague, 2009).

En revanche, la circulation canalisée de fluides le long des zones de cisaillement pourrait permettre une advection suffisante des fluides, au point de générer des anomalies thermiques localisées (Brady, 1988 ; Thompson & Connolly, 1992). Cependant, du fait de la forte diffusivité thermique des fluides, la formation d’une telle perturbation nécessiterait une circulation de fluides très rapide, impliquant une perméabilité très élevée ou un flux de fluides très important (Peacock, 1989 ; Lyubetskaya & Ague, 2009 ; Tian et al., 2018).

2. Mobilisation et transferts des fluides en contexte orogénique 2.a - Typologie et sources des fluuides de la croûte continentale Les fluides circulant à travers la croûte continentale sont issus de divers réservoirs, à la fois endogènes et exogènes (fig. 1.2.1). L’analyse des inclusions fluides a permis de relever des tendances de composition chimique entre les fluides provenant des différents réservoirs (e.g. Yardley & Bodnar, 2014). Ces tendances ne sont cependant pas suffisantes pour déterminer la source d’un fluide, car la variabilité lithologique et chimique au sein d’un même réservoir peut être très forte.

Les fluides supergènes sont les fluides provenant des réservoirs superficiels et exogènes. Ces fluides s’infiltrent dans la croûte supérieure par des circulations descendantes. Les trois principaux types de fluides supergènes sont :

• les eaux météoriques, qui proviennent de l’atmosphère et présentent une composition à

H2O seule ;

• l’eau de mer, qui provient des océans et présente une composition à H2O-NaCl ;

• les eaux connées, qui sont dérivées des précédentes, piégées dans les réservoirs souterrains de la croûte supérieure et ayant réagi avec la roche encaissante ; elles

présentent une composition à H2O-NaCl.

Les deux grandes catégories de fluides dérivés de processus endogènes sont les fluides métamorphiques et les fluides magmatiques. Les fluides métamorphiques sont issus des réactions de dévolatilisation des roches de la croûte ayant lieu lors de l’échauffement métamorphique. La

36 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 1.2.1. Bloc-diagramme représentant les difféérents modes et sources de fluuides dans la croûte continentale. chimie de ces fluides est variable selon les types de roches affectées par les réactions de dévolatilisation. Les éléments récurrents dans la composition de ces fluides sont H2O-CO2-CH4, auxquels peuvent s’ajouter dans des proportions variables NaCl-Cl--S2-. Les fluides magmatiques sont dérivés des réactions de dévolatilisation qui suivent la cristallisation d’intrusions magmatiques. Ils présentent une composition à H2O-NaCl, avec des teneurs en NaCl comparables à celles de l’eau de mer.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 37 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Les fluides mantelliques sont dérivés de réactions de dévolatilisation du manteau. Leur composition est à CO2.

2.b - Modes de circulation des fluuides à travers la croûte La circulation des fluides à travers la croûte peut s’effectuer selon un large spectre de systèmes, compris entre deux extrêmes (fig. 1.2.2) : (1) la circulation canalisée, marquée par une forte perméabilité, de forts contrastes de rhéologie et des flux de fluides très importants ; (2) la circulation pervasive, marquée par une faible perméabilité, de Figure 1.2.2. Classificcation des circulations de fluuides faibles contrastes de rhéologie, une métamorphiques (d'après Oliver, 1996) non-CC. faible déformation et des flux de fluides importants (Oliver, 1996).

Ces deux modes de circulation traduisent des systèmes thermodynamiquement ouverts. Les circulations canalisées, caractéristiques des zones de cisaillement et de failles, sont marquées par des échanges avec l’encaissant relativement restreints, voir inexistants. En conséquence, les fluides sont principalement générés au sein de la zone perméable et dans son environnement proche (Losh, 1989 ; Selverstone et al., 1991). Les circulations pervasives se déroulent dans l’ensemble du volume rocheux, à l’échelle des pores inter-grains. Les fluides sont générés sur un large volume rocheux. Ces circulations peuvent intervenir en système semi-fermé, avec de faible distance de transfert, ou en système ouvert à travers le massif rocheux, avec des distances de transferts hectométriques à pluri- kilométriques (Oliver, 1996).

2.c - Perméabilité de la croûte continentale et des zones de cisaillement La perméabilité mesure la capacité d’un milieu poreux à se laisser traverser par un fluide. Elle est régulièrement considérée comme le paramètre critique de la circulation des fluides dans la croûte. L’évolution de la perméabilité moyenne en fonction de la profondeur suit une loi

38 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque exponentielle décroissante dans la croûte supérieure, avant d’atteindre un plateau, compris entre 10-20 et 10-18 m², dans la croûte moyenne et la croûte inférieure (fig. 1.2.3) (Manning & Ingebritsen, 1999 ; Ingebristen & Manning, 2010).

Les zones de cisaillement ductiles de la croûte inférieure peuvent atteindre des valeurs de perméabilité comprises entre 10-17 et 10-15 m² au cours du Figure 1.2.3. Modèle d'évolution de la perméabilité de la croûte en fonction de la profondeur (d'après Ingebritsen métasomatisme syn-déformation & Manning, 2010) non-CC. (Dipple & Ferry, 1992). Dans la croûte supérieure, les failles disposent d’une perméabilité globalement plus élevée que l’encaissant. Cette perméabilité décroît avec la profondeur, du fait de l’augmentation de la pression de confinement. De plus, la cristallisation de nouvelles phases minérales dans les zones de gouges et de cataclases peut former des zones localisées peu perméables. Ces variations de perméabilité font que les failles peuvent autant agir comme un drain que comme une barrière pour la circulation des fluides (voir Wibberley et al., 2008 pour une revue sur la structure des failles), créant ainsi des zones de migration et des zones d’accumulation des fluides.

2.d - Le paradoxe de la croûte inférieure La dévolatilisation induite par le métamorphisme régional provoque une perte de masse de 3 à 6 % dans les roches de la croûte inférieure, matérialisée par l’émission de fluides et la création d’une porosité. Cependant, de part sa perméabilité quasi-inexistante, la croûte inférieure devrait être absente de toute circulation de fluides à grande échelle, notamment pervasive (Walther & Orville, 1982 ; Yardley, 2009). La plupart des modèles physiques proposés se basent sur le fait que seule la perméabilité, considérée comme un paramètre dynamique, contrôle la circulation des fluides. Cela suppose que la circulation des fluides ne se fait que dans une seule direction : vers la surface (Connolly, 2010).

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 39 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Cependant, dans une croûte sous contrainte, la circulation des fluides est contrôlée par les contraintes tectoniques (Connolly & Podladchikov, 2004 ; Gueydan et al., 2014 ; Jamtveit et al., 2016). Par ailleurs, la densité des fluides, contrainte par les paramètres P-T-X, joue également un rôle important dans leur mobilisation. Connolly (2010) propose un modèle de migration des fluides par des ondes de porosité et contrainte par la compaction (fig. 1.2.4), ce qui rend la migration indépendante de la perméabilité. Ce phénomène amène les fluides à migrer suivant la direction de la contrainte minimale, impliquant un flux qui n’est alors pas nécessairement orienté vers la surface (Connolly, 2010). Par ailleurs, ce mécanisme suppose que la compaction est plus rapide que le métamorphisme régional. Figure 1.2.4. Évolution de la porosité et de la surpression fluuide dans la croûte pendant la compaction au cours du temps (d'après 2.e - La zone de transition fragile- Connolly, 2010), non-CC. ductile La zone de transition fragile-ductile (ZTFD) marque la transition entre la croûte supérieure fragile, caractérisée par une déformation discontinue cassante, et la croûte inférieure ductile, caractérisée par une déformation continue dominée par le fluage. Située entre 10 et 15 km de profondeur dans les cratons, elle sépare le domaine sismogène (< 10 km) et le domaine asismique (> 15 km).

Les relevés géophysiques acquis au cours des 40 dernières années ont montré que la ZTFD est caractérisée par d’importantes anomalies positives sismiques et conductives. Ces anomalies sont interprétées comme les signaux d’une zone d’accumulation et de stockage de fluides (fig. 1.2.5) (Jiracek et al., 1983 ; Stanley et al., 1990 ; Wannamaker et al., 2002). Cette accumulation serait induite par l’existence d’une zone de flottabilité nulle au niveau de la ZTFD, bloquant le

40 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque mouvement descendant des fluides supergènes de la croûte supérieure et le mouvement ascendant des fluides métamorphiques de la croûte inférieure (Connolly & Podladchikov, 2004). À ce titre, la ZTFD agirait comme une barrière hydrostatique séparant deux réservoirs de fluides non-connectés. Ce phénomène pourrait également être induit ou amplifié par le mécanisme de migration de fluides de la croûte inférieure par les ondes de porosité (Connolly, 2010).

Les fluides accumulés dans la ZTFD ont longtemps été considérés comme étant de nature métamorphique ou magmatique, issus d’un mécanisme de remontée depuis la croûte inférieure. La circulation de fluides descendants depuis la croûte supérieure vers la croûte moyenne était alors supposée très improbable, en raison de multiples paramètres physiques défavorables (flottabilité, température, gradients de pression…), et aussi du fait que les roches des croûtes moyenne et inférieure sont réputées pour être très faiblement perméables (Marquer & Burkhard, 1992 ; Cartwright & Buick, 1999 ; Clark et al., 2006).

Figure 1.2.5. Modèle de la croûte continentale sous la chaîne des Cascades, montrant une zone d'accumulation des fluuides à la transition fragile-ductile imperméable, issus de la zone de déshydratation de la croûte inférieure (d'après Stanley et al., 1990), non-CC.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 41 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Cependant, la pénétration de fluides supergènes jusqu’à la ZTFD a été démontrée le long de divers accidents tectoniques en contexte orogénique, comme des zones de cisaillement verticales (McCaig, 1988 ; Cartwright & Buick, 1999 ; Menzies et al., 2014) ou des zones de détachement (Famin et al., 2004 ; Siebenaller et al., 2013). Inversement, l’étude de gisements métallifères épizonaux, situés le long de zones de cisaillement transcrustales, a démontré que les fluides métamorphiques provenant de la croûte inférieure peuvent également traverser la ZTFD et remonter dans la croûte supérieure, et ce jusqu’à de très faibles profondeurs (< 3 km) (Boiron et al., 2003). Les systèmes de zones de cisaillement transcrustaux, couloirs de plus forte perméabilité, agiraient comme des drains connectant la croûte supérieure et la croûte inférieure. Le mouvement ascendant des fluides métamorphiques serait induit par le mécanisme de la valve sismique (Sibson, 1990), tandis que le mouvement descendant des fluides supergènes serait induit par un pompage sismique (McCaig, 1988).

3. Fluides hydrothermaux : : :  agents de transport à l’origine des gisements métallifères Un gisement métallifère est une concentration anomale d’un élément métallique au sein de la croûte, dont l’exploitation est économiquement rentable. Dans le cas où l’intérêt économique n’est pas abordé, on parle de gîte minéral. Le rapport de concentration entre celle d’un gisement et le clarke* est de l’ordre de 10 à 100 pour les métaux de base (Cu, Fe…). Pour des éléments tels que l’or ou les platinoïdes, ce rapport est de l’ordre de 1 000 à 10 000 (Frimmel, 2008 ; Philipps & Powell, 2010). Les gisements d’origine hydrothermale, c’est-à-dire issus de la circulation de fluides chauds chargés en éléments dissous, figurent parmi les plus répandus dans le monde (Jébrak & Marcoux, 2008). Ces gisements sont le produit de la convergence entre la circulation des fluides, l’énergie thermique et un flux d’éléments en solution (Ingebristen & Appold, 2012).

La capacité des fluides hydrothermaux à incorporer et à maintenir des éléments métalliques en solution dépend de ses caractéristiques PTVX (pression-température-volume-chimie). L’une des caractéristiques les plus importantes est la quantité de ligands disponibles (Cl -, S2-…), qui permettent de capter les éléments métalliques dissous de la roche source et de les transporter à travers le flux de fluides. Le dépôt sous forme de minéralisation intervient lorsque le complexe ligand-métal ne se retrouve plus dans des conditions physico-chimiques permettant de le

42 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque maintenir en solution dans le fluide. Ces modifications peuvent être induites par un mélange avec un fluide de nature différente, une réaction chimique avec l’encaissant ou encore un changement brutal des conditions P-T (Jébrak & Marcoux, 2008). La morphologie du dépôt minéralisé (veine, amas, dissémination…) dépend de la géométrie de la structure dans laquelle il se forme, ainsi que du mode de la circulation de fluides qui l’a généré.

La concentration minérale qui caractérise les gisements métallifères suppose un dépôt des éléments métalliques dans un volume nettement plus restreint que celui de la roche source. Cela implique une focalisation du flux de fluides transportant l’élément métallique, caractéristique des circulations de fluides canalisées. La relation systématique entre les gisements hydrothermaux et des structures géologiques plus perméables que l’encaissant (failles, zones de cisaillement, plans axiaux de plis…) confirme ce contrôle structural des circulations de fluides hydrothermales.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 43 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Chapitre 2 – Métallogénie de l’or 1. Carte d’identité de l’or 1.a - Propriétés physico-chimiques et nucléosynthèse L’or (de symbole Au, d’après le mot latin de même sens aurum) est un élément chimique de masse atomique 196,97 et de numéro atomique 79 (fig. 2.1.1), appartenant à la famille des métaux de transition. Il est naturellement constitué de l’unique isotope stable 197 ; les isotopes radioactifs 195, 196, 198 et 199 sont des isotopes synthétiques. L’or peut être trouvé sous trois états d’oxydation : Au0 (natif), Au+ (aureux) et Au3+ (aurique) (Boyle, 1979). Il s’agit d’un élément à comportement géochimique hautement sidérophile (HSE, ‘high siderophile element’). Ductile, il est très malléable, ce qui le rend facile à travailler. L’or est thermiquement le troisième élément le plus conductif (317 W.m-1.K-1), à température ambiante, du tableau périodique des éléments chimiques, après l’argent et le cuivre. Il présente une très bonne conductivité électrique (45,2x106 S.m-1). Figure 2.1.1. Représentation de l'élément or et représentation symbolique L’or est un élément naturellement formé par nucléosynthèse. de la disposition Il est traditionnellement proposé que les éléments plus lourds que électronique autour de l'atome d'or, non-CC le fer (Fe) soient originellement formés à partir de la (Éléments chimiques, nucléosynthèse explosive, qui intervient généralement lors d’une https://www.elementschimi ques.fr/?fr/elements/z/79). supernova. La formation de ces éléments lourds (nommés r- process elements) requiert un environnement extrêmement riche en neutrons, au point que leur incorporation par les noyaux atomiques est plus rapide que la désintégration radioactive (Miller, 2017). Cependant, la détection, par les équipes de LIGO et Virgo, d’ondes gravitationnelles émises par la fusion de deux étoiles à neutrons (événement GW170817 du 17 août 2017) induit que le r- process actif au cours d’un tel événement (nommé kilonova) pourrait également être une source des éléments lourds, voire en être le processus dominant dans l’Univers (Kasen et al., 2018). Par

44 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 2.1.2. Cristaux d'or natif. A : schéma de la structure cubique à faces centrées. B : cristaux d'or natif et d'électrum en écailles (Hans Durstling, Mindat, https://www.mindat.org/photo-302213.html) non-CC. C : cristaux d'or natif en plaques (Rock Currier, Mindat, https://www.mindat.org/photo- 241515.html) non-CC. D : cristaux d'or natif en dendrites (Rob Lavinsky, Mindat, https://www.mindat.org/photo-74804.html) non-CC. exemple, l’événement GW170817 aurait produit entre 3 et 13 masses terrestres d’or (Côté et al., 2018).

1.b - L’or natif et ses minéraux accompagnateurs L’or natif est une espèce minérale appartenant à la catégorie I des éléments natifs (classification de Strunz), de formule chimique Au. Il appartient à un groupe cristallographique qui inclut également l’argent, le cuivre et le plomb et présente une structure cristalline principale cubique à faces centrées (fig. 2.1.2A) (Boyle, 1979). Les cristaux d’or natif se trouvent principalement sous forme d’octaèdre, de rhombododécaèdre ou de cube, et peuvent être

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 45 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) disposés en écailles (fig. 2.1.2B), en plaques (fig. 2.1.2C), en fils ou en dendrites (fig. 2.1.2D). Ils montrent fréquemment une macle sur (111).

L’or natif est cependant assez peu fréquent dans les gîtes dits « primaires » où il est plutôt présent sous forme d’alliage avec d’autres éléments, notamment l’argent (Ag), le cuivre (Cu), le bismuth (Bi) et le tellure (Te) ; ils forment alors respectivement l’électrum, l’auricupride, la maldonite et la calavérite. D’autres associations sont possibles sous forme d’alliages, de sulfures ou de tellures avec les platinoïdes (Rh, Pd, Ir, Pt), l’antimoine (Sb) et le sélénium (Se) (Boyle, 1979). Le rayon atomique de l’or est de 1,44 Å, identique à celui de l’argent et proche de celui du cuivre (1,28 Å), ce qui permet des substitutions par ces éléments.

1.c - Utilisations de l’or dans les sociétés humaines L’or est l’un des plus anciens métaux utilisés par l’Humanité, employé dès le Chalcolithique (7 000 à 4 600 BP). Les nécropoles de Varna (Bulgarie), datant du Ve millénaire avant J.-C, comptent parmi les plus anciennes exploitations aurifères au monde (Morel-Deledalle & Bouiller, 2018). L’or fut initialement employé dans la confection de parures et de bijoux. Son utilisation dans l’art funéraire et l’art religieux était centrale, aussi bien pour les communautés de l’âge du bronze que pour les civilisations antiques. La conception des systèmes monétaires voit l’apparition de pièces de monnaie en alliages métalliques contenant de l’or. Leur valeur dépendait de la teneur en or dans l’alliage employé. L’or fut, avec l’argent, le métal constitutif au cœur des systèmes monétaires européens et arabes, puis américains. Cet usage connu son apogée avec la mise en place de l’étalon-or au cours du XIXe siècle. Avec l’abandon, en 1971, de la convertibilité du dollar en or, ce dernier perd de facto son statut de valeur étalon globale, la plupart des monnaies étant alors Figure 2.1.3. Répartition de la demande en or en 2018 (d'après Lefebvre & Leguérinel, 2018) indexées sur le dollar.

46 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

L’or est aujourd’hui employé dans de nombreux secteurs économiques et industriels. En 2018, la demande en or était principalement répartie entre : la joaillerie (53 %), les investissements financiers (30 %), les banques centrales (9 %), et les technologies (8 %) (fig. 2.1.3), pour un total de 4 072 t (Lefebvre & Leguérinel, 2018). Depuis une quinzaine d’années, les taux de l’or ont atteint des valeurs historiquement très élevées, avec un pic de 1 794 $ l’once en septembre 2011. Bien que redescendus à des niveaux plus bas depuis 2013, ces taux ne sont jamais repassés sous la barre des 1 000 $ de l’once (fig. 2.1.4). Ces valeurs élevées font que l’or est devenu une valeur refuge très appréciée des placements financiers. Outre les besoins historiques liés à l’art et à la thésaurisation, l’or est également très utilisé pour la conception des composants électroniques (circuits imprimés, processeurs, cartes mémoires…) et connectiques, en raison de ses très bonnes capacités conductives thermiques et électriques.

Figure 2.1.4. Evolution des cours de l'or ($/oz) entre 1970 et 2020 (d'après World Gold Council, 2020 https://www.gold.org/goldhub/data/gold-prices) non CC.

2. Gisements aurifères : : :  classificcationmodèles et métallogéniques 2.a - Classificcation générale des gisements aurifères Les gisements aurifères ne disposent pas d’une classification clairement établie ; les critères de détermination sont très variables entre les différents auteurs. Ils peuvent être lithologiques, structuraux, ou encore génétiques. Robert et al. (1997) proposent de classer les gisement aurifères en 16 types différents, en utilisant l’environnement géologique, le type de minéralisation et l’altération hydrothermale comme principaux critères discriminants. Ces types peuvent être regroupés en groupes plus généraux, comme notamment : les gisements des ceintures de roches vertes, les gisements épithermaux et les gisements liés aux intrusions.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 47 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Cependant, ce mode de classification fait appel à un grand nombre de paramètres géologiques qui nécessitent un temps d’acquisition et traitement trop long pour être employé efficacement dans le cadre de l’exploration minière (Phillips & Powell, 2015).

Neuf grands types principaux de métallotectes sont cependant évoqués de façon récurrente dans la bibliographie (e.g. Robert et al., 1997 ; Frimmel, 2008 ; Jébrak & Marcoux, 2008) :

• les zones de cisaillement (fig. 2.2.1) ; • les systèmes filoniens liés aux intrusions magmatiques (IRGD) ; • les placers et paléoplacers ; • les failles normales et niveaux de carbonates en contexte de bassin arrière-arc (type Carlin) (fig. 2.2.1) ; • les porphyres cupro-aurifères (fig. 2.2.1) ; • les skarns ; • les épithermaux (fig. 2.2.1) ; • les amas sulfurés volcaniques (VMS) ; • les fer-oxydes à cuivre-or (IOGC).

Figure 2.2.1. Principaux métallotectes aurifères en fonction de leur environnement géodynamique (modificé d'après Jébrak & Marcoux, 2008) non CC.

Sur ces neuf types, huit sont des métallotectes d’or dit primaire. Les placers et paléo- placers sont formés à partir de l’érosion des gisements d’or primaire ; on parle alors d’or alluvionnaire. Extraites par l’érosion, les micro-particules d’or s’agglomèrent au fil des cours d’eau les transportant pour former des paillettes et des pépites d’or. Ces éléments, beaucoup plus

48 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque denses que l’eau, se déposent et se concentrent préférentiellement dans les zones où le flux est de faible intensité. Les placers sont les gîtes aurifères disposant des plus importantes réserves d’or actuelles, notamment par le biais du gisement du paléo-placer du Witwatersrand (Afrique du Sud), qui représente à lui seul plus de 40 % des réserves mondiales connues d’or (Frimmel, 2008).

2.b - Gisements d’or associés aux zones de cisaillement La plupart des gisements d’or primaire sont liés à un contexte d’orogène. Cependant, le terme d’or orogénique désigne généralement, dans la littérature scientifique, les gisements des zones de cisaillement, dont la formation est plus spécifiquement liée aux contextes de collision continentale. Cette classe de gisements représente les plus importantes occurrences aurifères primaires dans le monde et est présente à toutes les périodes géologiques, du Paléoarchéen au Cénozoïque (Frimmel, 2008 ; Wilkinson & Kesler, 2010).

Ces minéralisations aurifères se caractérisent par la forte corrélation spatiale de leur position par rapport au plan principal de la zone de cisaillement. Les corps minéralisés sont généralement liés au réseau de cisaillements et fractures secondaires, voire tertiaires du plan principal. Les morphologies de dépôt les plus typiques associées aux zones de cisaillement sont les veines (Hodgson, 1989 ; Robert & Poulsen, 2001). Selon les types de minéralisations, l’or est présent soit sous forme libre (cristaux d’électrum) dans la gangue, soit en enrichissement dans le réseau cristallographique des sulfures (arsénopyrite, pyrite…) de la minéralisation (or invisible). Ces veines peuvent être soit concordantes le long des plans de cisaillement, montrant alors des marqueurs de déformation contemporains de la mise en place de la minéralisation, soit dans des zones d’ouvertures perpendiculaires. L’ensemble de ces veines peut présenter des marqueurs d’une déformation tardive, la plupart du temps fragile, soulignant une réactivation tardive du système de cisaillement. Un autre type de dépôt associé aux zones de cisaillement est celui de disséminations de sulfures enrichis en or dans l’encaissant. Ces morphologies témoignent d’une circulation de fluides plus pervasive à l’échelle du massif rocheux. Cette dernière peut découler d’une percolation de fluides canalisés circulant le long des cisaillement et des plans de fracture secondaires associés.

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 49 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

2.c - Modèle du continuum crustal et modèle de la dévolatilisation métamorphique Par extension, le terme d’or orogénique fait également référence au modèle génétique proposé par Groves et al. (1998), et révisé par Goldfarb et al. (2001) et Goldfarb & Groves (2015), pour les gisements associés aux zones de cisaillement (avec ou sans intrusion magmatique). Ce modèle est une application Figure 2.2.2. Difféérents types de gisements d'or en fonction de la profondeur le long d'une zone de cisaillement transcrustale, selon étendue du modèle du le modèle du continuum crustal (d'après Goldfarb & Groves continuum crustal proposé par (2015), modificé de Groves et al. (1998)). Groves (1993) pour les gisements filoniens archéens. Ce modèle propose la formation de gisements aurifères au niveau de la ZTFD et dans la croûte supérieure, à partir de fluides ascendants métamorphiques issus de la croûte inférieure, soumise aux conditions P-T du faciès amphibolite à granulite. Ces fluides seraient drainés le long de zones de cisaillement transcrustales (fig. 2.2.2) (Groves et al., 1998). Ce drainage continu des fluides induirait un continuum entre les différents types de gisements aurifères filoniens, du faciès granulite jusqu’au faciès à prehnite-pumpellyite (fig. 2.2.2). Ces mécanismes de transfert des fluides et des métaux impliquent des processus de long terme supposés durer plusieurs Ma (métamorphisme régional, formation de zones de cisaillement…). En conséquence, les transferts de matière, et la formation des minéralisations aurifères qui en découle (notamment ceux de classe mondiale), dureraient également sur des gammes temporelles de plusieurs Ma à dizaines de Ma.

Bien que très présent dans la littérature scientifique des 20 dernières années, le modèle de l’or orogénique est régulièrement critiqué et remis en cause depuis maintenant une décennie. Phillips & Powell (2009) pointent notamment que les fluides aqueux, émis lors du pic métamorphique dans la croûte inférieure, seraient utilisés dans le processus de fusion partielle

50 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque des granulites et non dans la mise en place d’un système hydrothermal. En conséquence, le modèle du continuum crustal ne serait applicable que dans les conditions P-T du faciès schistes verts, et non dans l’ensemble de la croûte. De plus, le caractère de longue durée des transferts de matière à l’origine de la formation de gisements aurifères de classe mondiale est également remis en cause par la découverte de gisements aurifères à Taïwan, formés au cours du court épisode de métamorphisme (< 10 Ma) associé au paroxysme orogénique (Craw et al., 2010). Par ailleurs, la formation de minéralisations aurifères par « flash deposition », liée à la cristallisation quasi-instantanée d’or sous l’effet de la circulation ultra-rapide de fluides, générés par un événement sismique, montre que la répétition de tels événements pendant quelques Ma suffirait à former un gisement aurifère de classe mondiale (Weatherley & Henley, 2013).

Phillips & Powell (2010) proposent un modèle de dévolatilisation métamorphique où les fluides sont issus de réactions de dévolatilisation se produisant à la transition des faciès schistes verts-amphibolite. Ce modèle propose notamment que l’or peut être extrait de la roche source en même temps que le fluide se forme au cours de la dévolatilisation. Ces roches sources, initialement hydratées, sont notamment des roches carbonées ou des métabasites, reconnues comme contenant nativement des quantités d’or supérieures au clarke (Pitcairn, 2012). Phillips & Powell (2010) proposent également que la formation des minéralisations aurifères serait davantage contrôlée par la lithologie des roches encaissantes, les interactions fluide-roche étant à l’origine de modifications chimiques, que par la composition des fluides et la modification de leur paramètres physico-chimiques (température, pression…). L’ensemble de ces caractéristiques fait que, si la circulation canalisée par les zones de cisaillement est bien nécessaire pour concentrer les fluides et les métaux, cette circulation s’effectue sur des distances modérées (entre 5 et 15 km), et non à l’échelle crustale (Phillips & Powell, 2010).

3. Origine de l’or : : :  remobilisation crustale ou extraction mantellique : : : + 3.a - Formation des gisements aurifères au cours des temps géologiques L’évaluation de l’âge des gisements dits « orogéniques » à travers le monde, considérés comme représentatifs des transferts de l’or dans la croûte, souligne l’existence de quatre grandes périodes de formation des gisements au cours des temps géologiques : le Mésoarchéen (3,2–3,0

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 51 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Ga), le Néoarchéen (2,8–2,55 Ga), le Paléoprotérozoïque (2,1–1,8 Ga) et le Phanérozoïque (fig. 2.3.1) (Goldfarb et al., 2001 ; Frimmel, 2008 ; Wilkinson & Kesler, 2010). Bien que la production d’or soit relativement continue sur l’ensemble du Phanérozoïque, elle présente deux pics qui correspondent aux principaux épisodes orogéniques de l’éon. Il s’agit des orogenèses liées à la formation de la Pangée (varisque…), à la fin du Paléozoïque, et celles ayant lieu depuis la fin du Mésozoïque (laramienne, alpine…).

3.b - Aux sources des gisements d’or L’essentiel de l’or terrestre se trouve dans le noyau (98 %), et seule une infime fraction est présente dans le manteau et dans la croûte (Frimmel, 2008). Cependant, les HSE montrent une anomalie géochimique positive dans ces enveloppes, qui ne peut être expliquée par les modèles de l’accrétion terrestre et de la différenciation planétaire, en raison de la très forte efficacité des processus à l’origine de la formation du noyau (Willbold et al., 2011). Aussi, une partie de la contribution en HSE dans les enveloppes supérieures de la Terre interne serait liée à des apports par les météorites au cours de l’Hadéen et au début de l’Archéen (notamment lors du grand bombardement tardif), aucune évidence n’indiquant un possible relargage d’éléments du noyau vers le manteau (Willbold et al., 2011). En se basant sur Figure 2.3.1. Répartition des quantités d'or ces conclusions, il est considéré que le transfert de connues (produites, réserves, ressources) l’or à travers les enveloppes de la Terre interne est dans les principaux types de gisements, en fonction de leur âge (d’après Frimmel, restreint aux échanges entre le manteau et la croûte. 2008).

Le gisement de type paléo-placer du Witwatersrand, d’âge mésoarchéen, suppose qu’un très important transfert de l’or du manteau vers la croûte avait déjà été effectué il y a 3,0 Ga (Frimmel, 2008). Les modèles de ces dernières années tendent à proposer une source provenant

52 Caractérisation d’un système circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque des sulfures diagénétiques, notamment pour les gisements du Protérozoïque et du Phanérozoïque. Ces sulfures, disséminés dans les roches enrichies en éléments carbonés, permettent de proposer une source commune à l’or, aux métaux accompagnateurs, aux ligands et aux fluides (Zhong et al., 2015 ; Gaboury, 2019). Cela sous-tend en enrichissement en or préalable dans un bassin sédimentaire marin. Dans le cas de certains types de gisements, comme les gisements de type Carlin du Nevada, le manteau jouerait probablement un rôle de moteur thermique permettant de mobiliser les fluides depuis la croûte inférieure et l’or contenu dans divers niveaux de la croûte (Cline et al., 2005). En conclusion, d’après l’ensemble des modèles et mécanismes proposés, il apparaît que les minéralisations aurifères formées depuis la fin de l’Archéen sont essentiellement issues de processus de remobilisation crustale.

Cependant, la question d’une origine mantellique de l’or contenu dans les gisements protérozoïques et phanérozïques se pose encore (Goldfarb & Groves, 2015). Un enrichissement en or du manteau lithosphérique par les panaches mantelliques est un facteur proposé pour expliquer la présence de nano-particules d’or dans les roches alcalines des volcans de point chaud (Hawaï, Islande…), ainsi que la formation de grandes provinces métallogéniques aurifères dans les zones d’extension arrière-arc (Tassara et al., 2018). L’enrichissement en or des roches mantelliques pourrait également être le résultat d’un métasomatisme (Lorand et al., 1989).

Partie I – Circulation de fluuides, évolution crustale et métallogénie de l’or 53 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

54 Partie II — L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 3 – Minéralisations aurifères de la chaîne Varisque

1. La c einture Varisque ouest-européenne

1. a - Structure générale de la ceinture Varisque ouest-européenne

La ceinture orogénique Varisque (ou Hercynienne) est une ancienne chaîne de montagnes formée par l’orogenèse varisque, entre la fin du Silurien (420 Ma) et la fin du Permien (250 Ma). Cette ceinture, qui forme l’armature continentale de l’Europe de l’Ouest et de l’Europe centrale, résulte de la collision continentale entre l’ensemble Laurussia-Avalonia au nord et le Gondwana au sud, ainsi qu’un ensemble de micro-continents intermédiaires (Armorica, Bohême, Léon…)

Figure 3.1.1. Reconstitution paléo-géographique de la position des masses continentales au cours du cycle varisque (d'après Matte, 2001), non-CC.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 57 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) rattachés à la plaque gondwanienne (fig. 3.1.1) (Matte, 2001). Cette collision, qui fait suite à la fermeture par subduction de l’océan Rhéique et du domaine océanique médio-européen (ou centralien), est à l’origine de la formation de la Pangée.

En Europe, la ceinture Varisque est subdivisée en plusieurs unités structurales (fig. 3.1.2) : (1) la zone rhéno-hercynienne (Ardennes, Cornouailles, zone sud-portugaise…), correspondant à la marge sud déformée du bloc Laurussia-Avalonia ; (2) la zone saxo-thuringienne, ensemble irrégulier de blocs accrétés entre Avalonia et Armorica (Léon, Bohême…) ; (3) les domaines constitutifs d’Armorica, ancien micro-continent détaché du Gondwana (domaine Centre- armoricain, zone Ossa Morena…) ; (4) la zone moldanubienne, correspondant à la marge nord

Figure 3.1.2. Carte synthétique des principales unités structurales de la ceinture Varisque ouest-européenne, repositionnées avant l'ouverture du golfe de Gascogne : (en blanc) la zone brabançonne et les cratons de la Laurussia ; (en brun) la zone rhéno-hercynienne ; (en rose) la zone saxo-thuringienne et les domaines continentaux constitutifs d’Armorica ; (en vert) la zone interne métamorphique Varisque ; (en jaune) la zone moldanubienne externe ; (en bleu) la zone cantabrique (d'après Ballèvre et al., 2014), non-CC.

58 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque déformée et métamorphisée du Gondwana (domaine Sud-armoricain, Massif central, Pyrénées, Massif ibérique…). Au sein de la zone moldanubienne, on distingue : les unités parautochtones à métamorphisme HT, les unités allochtones HP — ces deux groupes forment la zone interne de la ceinture Varisque — et les unités autochtones peu métamorphisées du reste de la marge du Gondwana. Néanmoins, la nature et le nombre de blocs continentaux accrétés lors de l’orogenèse, ainsi que le nombre et l’extension latérale des différentes sutures océaniques (Rhéique, Teplà, Conquet…), restent controversés (Lardeaux et al., 2014). Deux domaines d’avant-pays, modérément déformés et non-métamorphiques, sont identifiés au nord (zone brabançonne) et au sud (zone cantabrique) de la chaîne (fig. 3.1.2) (Ballèvre et al., 2014). Le socle Varisque affleure également dans les massifs cristallins des Alpes, mais la position de ces fragments, qui pourraient être rattachés à la zone moldanubienne, reste mal contrainte (Fréville et al., 2018). Du fait de la fermeture de plusieurs domaines océaniques et de l’accrétion de multiples domaines continentaux, la chaîne Varisque présente une double vergence nord et sud (Matte, 1986 ; 2001).

1.b - Synthèse de l ’é volution tectono-métamorphique de la ceinture varisque ouest-européenne

L’orogenèse varisque s’amorce à la fin du Silurien avec la subduction des domaines océaniques rhéique et centre-européen sous l’Armorica entre 420 et 360 Ma. Cette subduction amène à l’enfouissement et à la formation d’unités HP, dont des lambeaux sont exhumés au sein de la zone interne de la chaîne.

Le passage de la subduction à la collision s’effectue à la transition Dévonien-Carbonifère (~ 360 Ma), où le régime tectonique se caractérise par un empilement de nappes jusqu’à 330 Ma, ce qui provoque un surépaississement crustal (Matte, 1986 ; Faure et al., 2009). En conséquence, la zone interne subit un métamorphisme HT amenant à la fusion partielle de la croûte moyenne (migmatites) et voit la mise en place de nombreuses intrusions granitiques (340-320 Ma) (Ledru et al., 2001 ; Laurent et al., 2017). Au cours du Carbonifère, le front de déformation se propage latéralement à l’axe de la chaîne et affecte progressivement les domaines externes des anciennes marges continentales, comme l’en atteste la migration des bassins de flyschs carbonifères.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 59 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 3.1.3. Carte des événements métamorphiques et magmatiques intervenant aux stades tardi- et post- orogéniques varisques (d'après Cochelin, 2016), non-CC.

Amorcés au cœur de la zone interne (Brévenne, Forez…) à 340 Ma, le métamorphisme HT et la fusion partielle de la croûte associée s’étendent progressivement vers le sud, jusqu’à affecter les domaines externes de la chaîne (Montagne Noire, Pyrénées…) à la transition Carbonifère- Permien (300-280 Ma) (fig. 3.1.3). Cette généralisation de l’événement thermique HT se traduit par une migration du magmatisme du cœur vers l’avant-pays de la chaîne entre 330 et 280 Ma. Ce magmatisme tardi-orogénique est caractérisé par la mise en place de plutons granitiques peraluminaux, issus des produits de la fusion partielle de la croûte, suivie de la mise en place de plutons de granitoïdes calco-alcalins d’origine hybride à mantellique (fig. 3.1.3).

La fusion partielle généralisée de la croûte moyenne varisque entraîne la formation de dômes métamorphiques, exhumés par le biais de détachements, d’abord dans les zones internes vers 320 Ma (dômes du Velay…) (Vanderhaeghe et al., 1999), puis dans l’avant-pays vers 300 Ma (dôme de la Montagne Noire, dômes pyrénéens). Ce stade tardi-orogénique est aussi marqué

60 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque par le fluage latéral de la croûte moyenne migmatitique et le développement de nombreuses zones de cisaillement décrochantes transcrustales. Le fluage latéral de la croûte moyenne varisque et la migration du magmatisme ont été interprétés comme l’expression : (1) de l’effondrement gravitaire de la chaîne surépaissie (Vanderhaeghe et al., 1999 ; Ballèvre et al., 2014) ; (2) d’une dynamique d’arrière-arc ; (3) d’une délamination du manteau lithosphérique (Laurent et al., 2017) ; (4) du retrait du panneau plongeant (‘slab roll-back’) (Laurent et al., 2017). La faible rhéologie de la lithosphère est également marquée par le plissement de la chaîne varisque ouest-européenne, sous la forme de syntaxes tardi-orogéniques (arc ibéro-armoricain…) (fig. 3.1.2).

L’orogenèse Varisque, ainsi que les autres orogenèses liées à la formation de la Pangée, apparaît comme le principal événement minéralisateur d’or orogénique du Phanérozoïque (Goldfarb et al., 2001 ; Frimmel, 2008). La majorité des gisements aurifères primaires européens sont situés dans les unités du socle varisque et leur formation est rattachée celle de l’orogène. Les principales provinces aurifères varisques européennes sont situées dans le Massif bohémien, le Massif armoricain, le Massif central, les Pyrénées, la zone cantabrique, les Asturies et le Massif centre-ibérique (Lehrberger, 1995).

2. Minéralisations aurifères du segment français de la chaîne Varisque

2.a - Minéralisations du Massif armoricain et du Massif central

Les minéralisations à Sb-Au du Massif armoricain sont principalement situées dans le domaine centre-armoricain (CAD) et dans le domaine sud-armoricain, réparties dans 4 grands districts : le district de la Lucette, le district vendéen, le district du Semnon et le district de Quimper-Cap-Sizun (Gloaguen et al., 2016). Ces gîtes sont constitués de veines à quartz-stibnite, contenant également des sulfures (arsénopyrite, pyrite…) ou des sulfosels (Pochon, 2017).

Les minéralisations du Massif central sont principalement réparties dans le Nord-Ouest du massif, à travers trois districts : Nord Limousin, La Marche et Saint-Yrieix (fig. 3.2.1). Ces districts ont été exploités au cours du XXe siècle, à partir des années 1920, et ont produit un total d’environ 47 t d’or avec des teneurs moyennes comprises entre 7 et 14 g/t Au (Bouchot et al., 1997 ; Bouchot et al., 2005). Dans le sud du massif, se trouvent également le district des

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 61 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 3.2.1. Carte des gîtes et districts aurifères du Massif central (d’après Bouchot et al., 2005).

Cévennes et le district de Salsigne ; ce dernier sera traité séparément dans la sous-partie 2.b. Les districts aurifères du Massif central se répartissent entre des districts à minéralisations mésozonales à Au (Saint-Yrieix, Salsigne) et des districts à minéralisations épitzonales à Sb-Au (La Marche, Les Biards, Cévennes…) (Bouchot et al., 2005). L’ensemble de ces minéralisations présente comme caractéristique commune d’être situées le long de zones de failles et de

62 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque cisaillement d’âge tardi-Varisque (Boiron et al., 1990 ; Bouchot et al., 1997 ; Boiron et al., 2003 ; Bouchot et al., 2005).

Les minéralisations aurifères du nord-ouest du Massif central se distinguent par leur faible profondeur de mise en place, généralement comprise entre 1 et 5 km (fig. 3.2.2) (Bouchot et al., 2005). La séquence paragénétique des veines aurifères est caractérisée par une première phase sulfurée à arsénopyrite et une seconde phase sulfurée à or-métaux de base. Dans le cas des minéralisations mésozonales à Au, la première phase paragénétique se forme sous des conditions de moyenne température (entre 400 et 500 °C) et des profondeurs comprises entre 10 et 15 km (fig. 3.2.2). La seconde phase paragénétique montre des conditions de formation de basse température (< 300 °C) à des profondeurs supracrustales (< 5 km). L’étude des inclusions fluides des corps minéralisés aurifères révèle que les fluides contemporains de la première phase paragénétique sont peu à moyennement salins et de composition à CO2-CH4-H2O. A contrario, les fluides de la seconde phase paragénétique sont à H2O seule et peu salins. Une évolution semblable des conditions P-T-X des circulations de fluides a également été observée dans les veines aurifères de Galicie et du Massif bohémien (Boiron et al., 1996 ; Boiron et al., 2003). Dans le cas des minéralisations épizonales à Sb-Au, les conditions P-T varient peu entre les deux

Figure 3.2.2. Modèle d'évolution des minéralisations aurifères au cours de leur formation du Massif central (d'après Bouchot et al., 2005).

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 63 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) phases paragénétiques et sont semblables à celles de la seconde phase des minéralisations à Au.

Les inclusions fluides sont peu salines et à H2O seule pour les deux phases paragénétiques.

Dans les Cévennes, peu de minéralisations primaires sont visibles, l’or étant plutôt présent sous forme alluvionnaire. Cela laisse suggérer une mise en place des minéralisations primaires à un niveau très peu profond. Ces dernières auraient ensuite été rapidement érodées (Bouchot et al., 2005).

2.b - Ancien gisement à As-Au de Salsigne (Montagne Noire)

L’ancien gisement à As-Au de Salsigne (Aude) est situé sur le flanc sud du dôme migmatitique de la Montagne Noire. Il fut initialement exploité par les romains pour le fer, avant d’être exploité à échelle industrielle à partir de 1873 pour l’arsenic, puis l’or à partir de 1912 (substance découverte en 1892). La mine, qui ferma en 2004, fut la plus importante mine d’or d’Europe (114 t extraites en 90 ans) et la plus grande mine d’arsenic au monde. Le gisement dispose encore de 30 t à 8 g/t Au de réserves connues. L’ancien gisement est localisé au sein de la série sédimentaire paléozoïque, peu métamorphique, constitutive de la nappe du Minervois. Cette unité surmonte la Zone Axiale de la Montagne Noire, avec laquelle elle est en contact par une série de failles normales à vergence nord (fig. 3.2.3). La base du système minéralisé est située au sein des schistes azoïques édiacaro-cambriens (schistes X) peu métamorphiques de la Zone Axiale (fig. 3.2.4). Dans la nappe du Minervois, le système minéralisé recoupe la synforme couchée de Salsigne, constituée de méta-pélites du Cambrien inférieur en son cœur et de carbonates du Dévonien sur les flancs. Cette synforme est tronquée au toit par un chevauchement à vergence nord de l’unité du Minervois central sur celle du Nord Minervois. L’ensemble est recoupé par un important réseau de failles normales tardives (fig. 3.2.3).

Les corps minéralisés de Salsigne sont organisés entre les minéralisations « traditionnelles », historiquement exploitées par une mine souterraine et une mine à ciel ouvert (en « open pit »), et les minéralisations « 3a-2x » (fig. 3.2.4) (Marcoux & Lescuyer, 1994). Les minéralisations « traditionnelles » sont constituées de trois types de corps minéralisés, situés au sein de la synforme de Salsigne (Marcoux & Lescuyer, 1994 ; Demange et al., 2006) : (1) les veines à qz-apy-py, localisées le long de failles N-S (fig. 3.2.4), et qui représentent l’essentiel du minerai extrait par la mine ; (2) les grès enrichis, corps minéralisés stratiformes à arsénopyrite

64 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 3.2.3. Situation et coupe géologique du site de l'ancien gisement de Salsigne (d'après Courjault-Radé et al., 2001). disséminée (mais très riches en or) dans les méta-pélites du Cambrien inférieur, et associés à des niveaux de métabasites à spinelles chromifères (Béziat & Monchoux, 1991) ; (3) les sulfures de fer (pyrite-pyrrhotite) en remplacement dans les carbonates cambriens, en corps stratiformes situés au contact avec des alternances silto-carbonatées, ou sous forme de stockwerks.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 65 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Les minéralisations « 3a-2x » se situent le long du plan de chevauchement basal de la nappe du Minervois (groupe 3a) et dans la formation sous-jacente des schistes X cambriens de la zone axiale (groupe 2x) (fig. 3.2.4).

F. Tollon, dans Pouit & Fortuné (1980), note que les gîtes aurifères filoniens des Pyrénées centrales et orientales présentent des caractéristiques paragénétiques et lithologiques très semblables à celles de Salsigne, sans pour autant établir de lien génétique direct entre ces minéralisations.

Filons

« Grès riches » « Traditionnel » 3a 2X

Figure 3.2.4. Positions structurales des différents types de minéralisations aurifères du district de Salsigne (modifié d'après Lescuyer, 2005).

66 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

3. Modèles métallogéniques des gisements aurifères varisques français

3.a - L ’événement « Or-300 Ma »

L’événement « Or-300 Ma », défini par Bouchot et al. (1997), désigne une période métallogénique de l’orogenèse varisque, située aux alentours de 300 Ma, qui aurait vue la formation de l’essentiel des gisements aurifères primaires français (Massif armoricain, Massif central, Montagne Noire, Pyrénées…). Cette période est néanmoins précédée par trois autres événements aurifères de moindre importance, datés aux alentours de 550 Ma, 400 Ma et 360 Ma. Ces derniers voient globalement la formation d’amas sulfurés polymétalliques syn-sédimentaires liés à l’activité volcanique. L’événement à 360 Ma est notamment connu pour la formation de nombreux VMS à l’échelle de toute la chaîne Varisque, dont ceux de la ceinture pyriteuse ibérique (Iberian Pyrite Belt) (Lescuyer et al., 1997).

L’événement « Or-300 Ma » est contemporain de la phase transitoire entre les stades tardi- orogénique et post-orogénique varisques, marquée par la réactivation de nombreuses failles et zones de cisaillement, formées lors du développement des dômes tardi-orogéniques, et la granulitisation de la croûte inférieure (Bouchot et al., 2005). La réactivation de structures pré- existantes d’échelle crustale aurait permis aux fluides de la croûte inférieure anormalement

Figure 3.3.1. Modèle de circulation de fluides ascendantes à l'origine des minéralisations aurifères du Massif central (d'après Bouchot et al., 2005).

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 67 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) chaude, chargés en élément volatils, de remonter vers la surface (fig. 3.3.1) (Bouchot et al., 2005).

Le magmatisme tardi-orogénique varisque n’est pas considéré comme ayant joué un rôle direct dans la formation des minéralisations aurifères du Massif central, de par son antériorité (335-315 Ma) par rapport aux minéralisations (310-300 Ma) (Bouchot et al., 2005). L’alignement des batholites granitiques a cependant pu être un facteur d’anisotropie dans la croûte, qui a pu favoriser le développement des zones de cisaillement transcrustales. Bien que des plutons de leucogranites de moindre ampleur, dérivés des migmatites de la croûte moyenne, soient datés entre 312 et 302 Ma, leur lien avec les minéralisations aurifères n’a pas pu être confirmé ; ils seraient cependant à l’origine des minéralisations à W-Sn et métaux rares (Bouchot et al., 2005).

3.b - Magmatisme de l’événement « Or-360 Ma »

Pochon (2017) a démontré qu’un certain nombre de minéralisations à Sb-Au du Massif armoricain est associé à des intrusions de dolérites datées de la transition Dévonien-Carbonifère (~ 360 Ma) (Pochon et al., 2016). Cette période se caractérise, dans la géodynamique varisque,

Figure 3.3.2. Modèle géodynamique de formation des minéralisations aurifères du Massif armoricain (d'après Pochon, 2017).

68 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque par le passage de la phase de subduction vers la phase de collision continentale. Pochon (2017) propose que le magmatisme mafique serait induit par une anomalie thermique régionale produite par la remontée du manteau asthénosphérique, suite au retrait du panneau plongeant (« slab roll- back ») (fig. 3.3.2). La mise en place des dykes de dolérite a probablement principalement joué le rôle de moteur thermique remobilisant les métaux et les fluides, par réaction de déshydratation des méta-sédiments (Pochon, 2017).

3.c - Rôle de l’exhumation tardi-orogénique varisque

La formation des minéralisations à Au (Saint-Yrieix, Cévennes…) dans des niveaux mi-crustaux à supracrustaux serait issue de la combinaison de la baisse de la température des fluides ascendants métamorphiques au cours de la décompression (fig. 3.2.2) (Boiron et al., 2003 ; Bouchot et al., 2005) et de leur mélange avec des fluides plus froids descendants, provenant des réservoirs superficiels (fig. 3.3.3) (Boiron et al., 2003).

Dans le Sud-Ouest du Limousin, Bellot (2007) propose que le développement de détachements au sein Figure 3.3.3. Modèle de mélange de réservoirs fluides de la ZTFD ait induit une décharge de endogènes et supergènes à l'origine de la formation des fluides minéralisateurs vers la croûte minéralisations aurifères du Massif central (d'après Boiron et al., 2003). moyenne et supérieure. Ces fluides auraient été mobilisés depuis la croûte inférieure par le magmatisme tardi-orogénique antérieur et se seraient accumulés sous la ZTFD (fig. 3.3.4). Le développement du détachement aurait en partie été catalysé par les surpressions fluides.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 69 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 3.3.4. Modèle de circulation des fluides le long du détachement actif lors de l'exhumation tardi-orogénique varisque (d'après Bellot, 2007).

3.d - Remobilisation d’un stock aurifère pré-enrichi

À Salsigne, la relation systématique entre les corps minéralisés et les structures varisques a amenée de nombreux auteurs à suggérer une origine exclusivement varisque des minéralisations. Sur la base de l’analyse du rapport isotopique (206Pb/204Pb) des sulfures des minéralisations, Le Guen et al. (1992) proposent un âge varisque (~ 300 Ma) aussi bien pour les corps filoniens que les corps stratiformes, excluant une origine de type Sedex antérieure pour ces derniers. Bien que des âges cambriens (~ 500 Ma) aient aussi été mesurés, les auteurs les interprètent comme le résultat d’une contamination par l’encaissant.

Cependant, Courjault-Radé et al. (2001) proposent, pour les minéralisations disséminées dans les méta-sédiments cambriens et celles associées aux niveaux volcaniques basiques de cette série, une mise en place initiale liée à l’extension de l’Ordovicien inférieur. Cette phase tectonique est connue en Montagne Noire pour être marquée par un volcanisme basique peu différencié (lamprophyres, dolérites…) d’origine mantellique. Les minéralisations filoniennes associées aux structures varisques seraient le fruit d’une remobilisation du stock initial ordovicien lors de la tectonique varisque. Béziat & Monchoux (1991) indiquaient déjà que la

70 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque cristallisation des phases sulfo-arseniées aurifères stratiformes était associée à un événement hydrothermal responsable de l’altération des spinelles chromifères des métabasites cambriennes.

Plus globalement, Courjault-Radé et al. (2001) suggèrent que l’extension ordovicienne ait été une source de concentration en or à l’échelle de la marge nord-ouest du Gondwana, incluant les Asturies, les Cévennes ou encore les Pyrénées. L’existence d’un événement hydrothermal aurifère à l’Ordovicien supérieur est également proposé dans le socle varisque du Haut-Atlas, au Maroc (Pelleter et al., 2007).

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 71 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Chapitre 4 – Géologie et minéralisations aurifères des Pyrénées

1. Géologie des Pyrénées

1.a - S tructure générale des Pyrénées

Les Pyrénées, frontière naturelle entre la France et l’Espagne, sont une chaîne de montagnes culminant à 3 404 m d’altitude au pic d’Aneto (massif de la Maladeta). Elle s’étend sur plus de 430 km entre l’océan Atlantique, à l’ouest, et la mer Méditerranée, à l’est. D’une largeur de plus de 150 km, elle est bordée par le bassin aquitain au nord et le bassin de l’Èbre au sud (fig. 4.1.1).

Figure 4.1.1. Carte topographique des Pyrénées, modifiée d'après Hans Braxmereier. Œuvre sous licence CC- BY-SA 3.0, Wikimedia Commons, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Pyrenees_Relief.png.

La chaîne pyrénéenne est issue de la collision intracontinentale entre l’Ibérie et l’Europe, suite à l’ouverture du golfe de Gascogne, puis à la rotation anti-horaire de l’Ibérie vers le nord- nord-est (Choukroune, 1992). Cinq grandes unités structurales y sont définies (du nord au sud) (fig. 4.1.2A) (Mattauer, 1968 ; Choukroune & Séguret, 1973) :

72 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

• la zone sous-pyrénéenne (ZsP) constitue l’avant-pays septentrional des Pyrénées et la bordure sud du bassin aquitain. Elle est très largement formée d’un bassin flexural d’avant-pays, à remplissage de sédiments molassiques post-oligocènes ;

• la zone nord-pyrénéenne (ZNP) chevauche la zone sous-pyrénéenne au nord par le biais du chevauchement frontal nord-pyrénéen (CFNP). Elle est constituée essentiellement de roches sédimentaires du Mésozoïque, fortement plissées et faillées au cours de l’orogenèse pyrénéenne. Dans la moitié sud de la ZNP, se trouve la zone interne métamorphique (ZIM) où les calcaires mésozoïques présentent les marques d’un métamorphisme HT-BP, ainsi que des injections de roches mantelliques (lherzolites). La ZNP est également caractérisée par la présence de massifs exhumant des portions de roches métamorphiques et magmatiques du socle varisque, nommés massifs nord- pyrénéens (MNP) et massifs basques ;

• la Zone Axiale (ZA) est l’unité principale de la chaîne pyrénéenne, exclusivement constituée du socle varisque exhumé. Les marqueurs de la déformation et du métamorphisme HT-BP varisques sont particulièrement bien préservés dans cette zone. La déformation varisque est polyphasée et s’exprime par le développement de plusieurs générations de schistosité et de foliation surimposées les unes sur les autres. Les derniers stades de déformation sont caractérisés par le développement de zones de cisaillement et la formation de dômes métamorphiques. En revanche, la ZA montre peu d’évidences du métamorphisme crétacé. La déformation liée à l’orogenèse pyrénéenne est exprimée par des systèmes de failles d’orientation générale O-E, d’ampleur variable. La ZA est séparée de la ZNP par la faille nord- pyrénéenne (FNP), principale structure tectonique des Pyrénées, à jeu global en décrochement, et qui constitue la suture entre l’Eurasie (ZNP) et le bloc ibérique (ZA) (fig. 4.1.2B) ;

• la zone sud-pyrénéenne (ZSP), chevauchée au nord par la ZA par le biais de la faille sud- pyrénéenne. Elle est constituée essentiellement de roches mésozoïques et cénozoïques faillées et plissées ;

• le bassin de l’Èbre, qui constitue l’avant-pays méridional de la chaîne, constitué de roches sédimentaires et de sédiments du Cénozoïque issus de l’érosion des Pyrénées.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 73 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.1.2. A : Carte géologique simplifiée des Pyrénées exposant notamment le socle varisque (d'après Cochelin, 2016) non-CC. B : Profil ECORS des Pyrénées réinterprété par Cochelin (2016) d'après Muñoz (1992) et Beaumont et al. (2002) non-CC.

1.b - Socle varisque des Pyrénées

Le socle varisque des Pyrénées est rattaché à la zone moldanubienne externe (ancienne marge nord du Gondwana) et constitue une partie de l’avant-pays déformé méridional de la chaîne Varisque. Cependant, la position du socle varisque pyrénéen dans l’orogène et par rapport aux autres massifs varisques reste encore mal contrainte, en raison du jeu de la faille nord- pyrénéenne, lui-même mal quantifié. Le socle varisque affleure largement au sein de la chaîne pyrénéenne par le biais de la Zone Axiale, des massifs nord-pyrénéens et des massifs basques. Il est traditionnellement subdivisé en deux domaines structuraux distincts : l’infrastructure et la suprastructure (fig. 4.1.3) (de Sitter & Zwart, 1960 ; Zwart, 1979).

L’infrastructure, qui correspond à la croûte moyenne et la croûte inférieure, est constituée de roches ayant subit des conditions de métamorphisme de faciès amphibolite à granulite. Il s’agit essentiellement de migmatites, d’orthogneiss et de micaschistes, marqués par une foliation

74 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque principale peu pentée et par une linéation d’étirement vers l’est. Sur les cartes géologiques, le toit de l’infrastructure coïncide généralement avec l’isograde d’apparition de l’andalousite. Ce niveau structural est exhumé par le biais de dômes, présents dans les Pyrénées orientales et centrales (Agly, Canigou, Roc de Frausa, Aston, Trois-Seigneurs, Bossost…).

Figure 4.1.3. Architecture du socle varisque dans la Zone Axiale au niveau du dôme de Bossost (d'après Cochelin, 2016).

La suprastructure, qui correspond à la croûte supérieure, est constituée d’une série méta- sédimentaire paléozoïque (datée de l’Édiacarien terminal au Carbonifère inférieur), peu affectée par le métamorphisme varisque, et caractérisée par une déformation polyphasée. Une première série de déformations est marquée par l’existence de plis couchés isoclinaux associés à une foliation peu pentée de plan axial. Les marqueurs distinctifs de déformation de la suprastructure, par rapport à l’infrastructure, sont des plis droits et serrés syn-foliaux et une foliation verticale de crénulation de plan axial. La grande diversité des styles de déformation successifs a fait que le nombre de phases de déformation varie en fonction des auteurs (entre 3 et 8 phases). Par commodité, la tectonique varisque dans les Pyrénées est généralement subdivisée en 3 grandes phases de déformation D1, D2 et D3 qui peuvent être ensuite découpées en sous-phases (Laumonier et al., 2010b).

Un premier stade de métamorphisme barrovien varisque est supposé dans les Pyrénées, mais seules quelques rares reliques préservées sont observables dans la Zone Axiale (Azambre &

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 75 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Guitard, 2001 ; Mezger & Passchier, 2003 ; Aguilar et al., 2015 ; De Hoÿm de Marien et al., 2019). En effet, la grande majorité des traces de cet événement a été oblitérée par le stade HT- BP. Par conséquent, les conditions P-T de cet événement sont difficilement déterminables. L’enregistrement du métamorphisme varisque est largement dominé par les traces du stade HT- BP, reconnu dans l’ensemble de la ZA et des MNP. Il se caractérise par un gradient métamorphique anormalement élevé, manifesté par un fort resserrement des isogrades à la transition entre la suprastructure et l’infrastructure. Ainsi, les méta-pélites passent de la zone à chlorite à la la zone à sillimanite sur une distance de quelques km. Les unités correspondant à l’ancienne croûte moyenne varisque, exhumées au cœur des dômes, sont caractérisées par la fusion partielle des niveaux de micaschistes et de paragneiss, formant d’importants niveaux de migmatites et de diatexites. Par ailleurs, l’ensemble de la croûte est massivement intrudée par des intrusions granitiques calco-alcalines, d’origine hybride (crustale et mantellique) et d’âge variant entre 310 et 290 Ma (fig. 4.1.4).

Figure 4.1.4. Positions des dômes métamorphiques et et des intrusions magmatiques tardi-orogéniques varisques (d'après Cochelin, 2016).

Plusieurs études structurales ont souligné le caractère syn-cinématique des intrusions dans un contexte de transpression dextre. De même, l’infrastructure montre également des marqueurs d’un fluage latéral compatible avec un tel contexte. La différence de rhéologie entre l’infrastructure et la suprastructure induit un partitionnement de la déformation entre ces deux ensembles structuraux. La suprastructure est déformée de façon homogène par compression

76 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque horizontale, tandis que l’infrastructure est déformée par fluage horizontal. L’infrastructure est exhumée au sein de dômes métamorphiques (fig. 4.1.4) au début de la phase transpressive par un épisode d’extension, sous l’effet du fluage et des forces gravitaires (fig. 4.1.5a). Le refroidissement rapide de l’infrastructure, notamment permis par l’extraction des magmas vers la suprastructure, aurait permis sa soudure avec cette dernière via une zone d’attachement. La phase transpressive est alors marquée par le développement d’une déformation plus localisée qui affecte les deux domaines structuraux, matérialisée par de grandes zones de cisaillement rétrogrades organisées en réseau anastomosé (Cochelin, 2016). Ces zones de cisaillement auraient joué le rôle de drain permettant l’injection de vastes batholites dans la suprastructure.

Figure 4.1.5. Modèle d'exhumation des dômes métamorphiques tardi- varisques pyrénéens (d'après Cochelin, 2016), non-CC.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 77 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.1.6. Modèles de remontée du manteau asthénosphérique à l'origine de la migration de la croûte partiellement fondue dans la chaîne Varisque (d'après Laurent et al., 2017), non-CC.

Figure 4.1.7. Modèle de retrait du panneau plongeant à l'origine du fluage de la croûte moyenne varisque pyrénéenne (d'après Cochelin, 2016), non-CC.

78 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Cet épisode voit également l’amplification et la verticalisation de la bordure des dômes métamorphiques (fig. 4.1.5b).

L’évolution tectono-métamorphique varisque des Pyrénées témoigne d’une dynamique de croûte chaude, avec une croûte supérieure relativement froide et une croûte moyenne partiellement fondue, dans une croûte non épaissie, située à la marge de l’orogène. Cochelin (2016) et Lemirre (2018) proposent que cette singularité serait le fruit d’une remontée du manteau asthénosphérique sous la croûte varisque pyrénéenne, induisant un flux de chaleur anormalement élevé en base de croûte. Cette remontée de l’asthénosphère pourrait être la conséquence d’un retrait du panneau plongeant depuis le cœur de la chaîne Varisque (Massif central) jusqu’à son avant-pays (Pyrénées) (Laurent et al., 2017). Ce retrait pourrait avoir entraîné (1) un retrait progressif du manteau lithosphérique suivant une subduction de pendage nord, ou (2) une rétro-délamination du manteau lithosphérique lié à une subduction de pendage sud (fig. 4.1.6) (Laurent et al., 2017 ; Lemirre, 2018). Le flux de chaleur mantellique anormalement élevé, couplé à la formation de la syntaxe de l’arc ibéro-armoricain, aurait induit un fluage de la croûte inférieure et moyenne parallèlement à la direction de la chaîne (fig. 4.1.7).

1.c - É volution méso-cénozoïque

L’évolution tectonique post-varisque est marquée par deux grands événements : l’hyper- extension du Crétacé et l’orogenèse pyrénéenne. Au Jurassique, l’ouverture du golfe de Gascogne place les Pyrénées en situation de marge où sédimente une plate-forme carbonatée. Cette phase de rifting amène à une hyper-extension de la marge à l’Albien, où le manteau se retrouve en partie exhumé (Lagabrielle et al., 2010 ; Teixell et al., 2018), comme en témoigne les nombreuses intrusions de roches mantelliques (lherzolites) dans la zone nord-pyrénéenne. Cette exhumation induit un réchauffement important de la marge qui voit les roches du socle et de la

Figure 4.1.8. Carte des pics de températures liés au métamorphisme HT albien mesurés dans la couverture mésozoïque de la ZNP (d'après Clerc et al., 2015). Œuvre sous licence CC-BY 4.0.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 79 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) couverture jurassique subir un métamorphisme HT-BP entre 110 et 90 Ma, sous des conditions de température variant entre 350 et 600 °C en sub-surface (fig. 4.1.8) (Clerc et al., 2015).

La phase d’hyper-extension est suivie par un processus d’inversion de bassin, sans subduction bien marquée (Mouthereau et al., 2014), engendré par la rotation de l’Ibérie qui amorce son mouvement vers l’Eurasie. Ce changement de cinématique du bloc ibérique se manifeste par sa collision avec l’Europe et à la formation de la chaîne pyrénéo-provençale, dont les Pyrénées sont une composante. À l’échelle du massif, la phase collisionnelle est principalement marquée par l’accrétion de la zone nord-pyrénéenne à la Zone Axiale le long de la faille nord-pyrénéenne, formant une chaîne asymétrique à double vergence. L’amortissement de la déformation dans la Zone Axiale s’effectue par empilement de nappes, constituées de blocs du socle varisque, formant une vaste antiforme (fig. 4.1.2B) (Muñoz, 1992 ; Beaumont et al., 2000). Cependant, en l’absence d’unités post-varisques dans cette unité, l’ampleur de la déformation alpine est très difficile à quantifier. Par ailleurs, l’influence de cette déformation,

Figure 4.1.9 Modèle de l'architecture crustal des Pyrénées lors de l'événement transcurrent du Crétacé (a) et à la fin de l'orogenèse (b). Le bloc-diagramme (b) diffère du modèle de Muñoz (1992) par l’absence de nappes empilées dans la Zone Axiale (modifié d'après Cochelin et al. (2018)), non-CC.

80 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque ainsi que la disposition structurale des blocs de la Zone Axiale, est vivement remise en question. Cochelin et al. (2018) proposent notamment que la Zone Axiale aurait plutôt été soulevée d’un seul tenant, et que l’essentiel des accidents alpins (hormis la faille nord-pyrénéenne) auraient joués sur de très faibles distances (< 2 km) (fig. 4.1.9).

2. Minéralisations aurifères des Pyrénées

2.a - Répartition générale des minéralisations

Les principaux cours d’eau pyrénéens (Ariège, Garonne, Têt…) sont connus pour contenir de nombreuses paillettes d’or dans leurs sédiments. Certains font encore l’objet d’activités d’orpaillages par des amateurs (Cauuet, 2005). Outre ces placers du Quaternaire, de nombreux paléo-placers sont également présents, situés dans les molasses oligo-miocènes de la bordure nord de la chaîne, notamment sur les contreforts du massif de l’Arize (fig. 4.2.1) (BRGM, BSS 2016). De nombreux placers aurifères sont également présents dans les massifs basques et sont reconnus pour avoir été exploités pendant l’époque gallo-romaine (Cauuet, 2005).

Les corps minéralisés d’or primaire sont présents dans l’ensemble du socle varisque (fig. 4.2.1). A contrario, aucune occurrence en or primaire n’a été observée ou détectée dans la couverture déformée méso-cénozoïque des zones nord-pyrénéenne et sud-pyrénéenne (Soler et al., 1996 ; BRGM, BSS 2016). En revanche, Lorand et al. (1989) indiquent l’existence de péridotites à amphiboles enrichies en or (5 à 18 ppb) dans la ZIM. Cet enrichissement est interprété comme la conséquence d’un métasomatisme des lherzolites par la circulation d’un fluide à H2O-CO2.

Les typologies des indices et gîtes aurifères du socle varisque sont regroupées en trois grandes catégories (Soler et al., 1996) :

• les sulfures aurifères disséminés, présents dans les méta-pélites de la série sédimentaire anté-Ordovicien supérieur (anté-Caradoc) ;

• les occurrences filoniennes, présentes dans les méta-pélites du Paléozoïque inférieur, à proximité des dômes migmatitiques et gneissiques des Pyrénées centrales et orientales. Ils peuvent être associés aux plans de la foliation principale, à des zones de cisaillement, ou bien à des failles et chevauchements tardi-varisques ;

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 81 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) Figure 4.2.1. Positions des occurrences aurifères dans les Pyrénées. dans occurrences aurifères 4.2.1. Positions des Figure

82 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

• les skarns aurifères, essentiellement situés autour d’intrusions granitiques varisques, affectant les niveaux carbonatés du Dévonien. La principale occurrence se trouve autour du granite d’Andorre. En outre, d’importants filons à sulfures massifs aurifères sont présents au sein des skarns de la granodiorite de la Fourque, dans la mine de tungstène de Salau (Ariège).

2.b - District des Aspres et du Canigou

Le district des Aspres et du Canigou se situe dans les Pyrénées orientales, incluant le massif du Canigou et son piedmont des Aspres. Il s’agit d’un district polymétallique comportant de nombreux indices et gîtes ayant faits l’objet d’intenses campagnes de prospection par le BRGM entre les années 1950 et 1990. Le massif du Canigou et ses abords sont surtout connus pour l’exploitation de fer (Fe) (le fer catalan), depuis l’Antiquité jusqu’à la fin du XXe siècle (fermeture de la mine de Batère en 1987), ainsi que de la fluorite (notamment le gisement d’Escaro) dans la seconde moitié du XXe siècle. Cependant, de nombreux gîtes à cuivre (Cu), plomb-zinc (Pb-Zn), fluorite-barytine (F-Ba), nickel (Ni), antimoine (Sb) et arsenic-or (As-Au) (fig. 4.2.2) ont également faits l’objet d’explorations et d’exploitations artisanales à semi- industrielles, au cours du XXe siècle (Pigetvieux, 1981). L’ensemble de ces minéralisations se concentrent dans la série édiacaro-cambrienne, avec quelques rares cas localisés dans les méta- pélites de l’Ordovicien supérieur (Beaumont & Guitard, 1954).

À l’échelle régionale, Pigetvieux (1981) souligne une zonation métallogénique, centrée sur le complexe intrusif de Batère, entre des minéralisations à As dites hypothermales et des minéralisations à Sb dites épithermales. Il suggère ainsi que la mise en place des minéralisations serait liée à ces intrusions. Cependant, Laumonier et al. (2010a) montrent que cette zonation métallogénique est également sub-parallèle aux isogrades du métamorphisme régional HT-BP du dôme du Canigou et épouse les formes des grandes structures régionales syn- à post- métamorphiques. De plus, ils soulignent que l’ensemble des corps minéralisés ne sont pas tous synchrones dans l’évolution tectono-métamorphique régionale, ce qui est incohérent avec une origine mono-source.

Les minéralisations aurifères sont essentiellement présentes sous forme de minéralisations filoniennes à quartz-arsénopyrite (qz-apy). Les trois principaux ensembles aurifères du district sont les indices filoniens du Puig dels Moros, le système filonien de Glorianes-Serrabona et le

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 83 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.2.2. Carte géologique simplifiée du district des Aspres et du Canigou avec positions des principaux indices métallifères et des anciens travaux miniers de l'ère moderne. prospect de Saint-Pons. Le groupe d’indices du Puig dels Moros est un ensemble de filons à qz- apy, transposés ou recoupant la foliation principale des schistes (Polizzi, 1990). Ces indices sont répartis suivant une direction N120°, le long d’une zone de cisaillement varisque, sur laquelle s’est surimposé le chevauchement alpin des Aspres. Le système filonien de Glorianes-Serrabona est un ensemble de veines verticales à qz-apy±sid orientées N100-120°. Trois veines furent exploitées pendant la première moitié du XXe siècle sur le site minier de Glorianes pour un total de 350 kg d’or et 1 200 t d’arsenic extraits (Polizzi, 1990 ; Bouchot et al., 1997). Le prospect de Saint-Pons regroupe des lentilles sulfurées aurifères et des veines à qz-apy associées à des structures de déformation tardives et bréchiques (Polizzi, 1990).

84 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Une autre occurrence remarquable est le prospect à Sb-Au de Montauriol, à la bordure orientale des Aspres, détecté et étudié dans les années 1980 par le BRGM. Il est constitué d’un ensemble de filons à quartz-sulfures (stb-apy-py±ccp), très déformés. Ces filons sont inclus dans un couloir de fracturation de 250 m de long pour 70 m de large. Les différents travaux effectués sur le site (décapages, sondages…) ont permis de relever des teneurs en or comprises entre 1,4 et 3,7 g/t (BRGM, 2007a). La présence d’or est également relevée dans les indices et gîtes polymétalliques de la partie orientale des Aspres, comme le gîte nickélifère d’Oms, où il est présent sous forme d’électrum en inclusion dans l’arsénopyrite. Ces occurrences restent cependant très anecdotiques (Pigetvieux, 1981).

À noter également l’existence d’une anomalie géochimique en or longeant la faille de Merens (fig. 4.2.2), entre la bordure orientale du dôme de l’Hospitalet et le bassin de la Têt (Moyroud & Salpeteur, 1993). Cette anomalie est présente uniquement dans les terrains anté- ordoviciens du compartiment nord de la faille. Aucune anomalie n’a été relevée dans les terrains dévoniens du synclinal de Villefranche du compartiment sud. Dans les Aspres, Polizzi (1990) propose que les minéralisations aurifères de Saint-Pons, et les anomalies géochimiques associées, soient liées à une zone de cisaillement verticale N120°, qui pourrait être la prolongation de la zone de cisaillement varisque de Merens.

2.c - District du Vall de Ribes

Le district du Vall de Ribes (Catalogne, Espagne) se situe au sud du dôme du Canigou et borde le petit dôme annexe de Nùria. Il s’agit d’un district polymétallique présentant de nombreuses similitudes géologiques et métallogéniques avec le district des Aspres (Robert, 1980 ; Pigetvieux, 1981). La région a historiquement fait l’objet d’une importante activité minière pour l’arsenic, le cuivre, le plomb et l’antimoine. Cette activité s’est amorcée au Moyen- Âge, puis s’est intensifiée au cours du XIXe siècle, jusqu’au début du XXe siècle, qui voit la fermeture progressive de l’ensemble des mines du district (Robert, 1980). Si l’or est présent au sein de nombreuses minéralisations exploitées (notamment de cuivre), il semble cependant n’avoir jamais été exploité, que ce soit en tant que substance principale, substance secondaire ou sous-produit.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 85 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.2.3. Carte géologique simplifiée du district du Vall de Ribes et positions des principaux indices aurifères (d'après Ayora & Casas, 1986).

Les minéralisations aurifères du Vall de Ribes se concentrent essentiellement dans la partie schisteuse de la série cambrienne, à moins de 2 km au sud du contact avec l’orthogneiss de Nùria. Il s’agit de sulfures (principalement de l’arsénopyrite et de la galène) disséminés dans des niveaux de micaschistes ou de dolomite, suivant la stratification S0 et la schistosité S1-2, et de veines partiellement transposées dans la S1-2, mais qui peuvent aussi la recouper suivant des plans axiaux de plis P3 (fig. 4.2.3) (Ayora & Casas 1986).

Tout comme Pigetvieux (1981) dans les Aspres, Robert (1980) souligne une zonalité métallogénique et thermique à l’échelle du district. Il caractérise ainsi, du Nord vers le Sud, une zone à As dite hypothermale (T > 300 °C), une zone à Cu-Au dite mésothermale (300 °C > T > 200 °C) et une zone à Sb dite épithermale (T < 200 °C). Robert (1980) insiste également sur le caractère hydrothermal des minéralisations, qu’il relie à la mise en place du granite de

86 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Costabonne, situé à quelques km au NNE du district. Ayora et al. (1992) ont réalisé une analyse d’inclusions fluides dans les filons sulfurés aurifères, couplée à la thermométrie sur arsénopyrite et à une étude isotopique sur oxygène. Leurs résultats indiquent des conditions P-T de cristallisation des arsénopyrites de 350-400°C / 0,2 GPa. Les données isotopiques sur oxygène suggèrent l’existence d’une interaction entre les niveaux méta- sédimentaires et un fluide externe au système. Au regard du contexte géodynamique varisque, Ayora et al. (1992) supposent qu’il pourrait s’agir de fluides métamorphiques profonds, remontés par le biais d’accidents tectoniques, avec lessivage des niveaux pré-enrichis en or de la colonne méta-sédimentaire, mais avancent également l’hypothèse de la pénétration d’un fluide marin.

2.d - Indices et gîtes des Pyrénées centrales

Les Pyrénées centrales, notamment ariégeoises, sont la deuxième grande aire où de nombreux indices et gîtes aurifères filoniens sont répertoriés. Ces derniers sont répartis aussi bien dans la Zone Axiale que dans les massifs nord-pyrénéens (fig. 4.2.4). La plupart de ces indices furent découverts ou ré-explorés par le BRGM dans les années 1980, dans le cadre de l’Inventaire minier de la France.

L’indice de Moncoustan, situé sur le flanc nord du massif de l’Arize (Ariège), est constitué d’amas pyriteux stratiformes, localisés dans des niveaux volcano-sédimentaire ordoviciens et siluriens. Se trouvent également des filons à quartz-arsénopyrite aurifères associés à des zones de failles. Les teneurs maximales relevées sont de 8 à 10 g/t Au (BRGM, 2007b). Le massif des Trois-Seigneurs (Ariège) dispose de plusieurs indices aurifères, localisés dans la série méta-sédimentaire cambro-ordovicienne. Le prospect de Ferran est un ensemble veines à qz±apy, concentrées le long des niveaux de schistes rubanés à passées grauwackeuses, faiblement métamorphisés (zone à séricite-chlorite). L’extension de la structure générale, orientée O-E et de pendage vertical, est estimée à au moins 300 m. Les teneurs sur échantillon in situ s’échelonnent entre 1,7 et 17 g/t Au, la teneur étant plus élevée dans les veines où les sulfures sont peu altérés (BRGM, 1986 ; BRGM, 2007c). Quelques lentilles pyriteuses à faible teneur en Au et Cu sont également référencées dans la partie sud du massif (indice des Salencs), dans la zone migmatitique (BRGM, 2007d).

Sur la bordure nord du dôme de l’Aston (Ariège), la série méta-pélitique du Paléozoïque inférieur présente un ensemble géochimique de 40 km, anomalique en or, le long d’un axe ouest-

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 87 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.2.4. Indices aurifères et anomalies géochimiques alluvionnaires en or du département de l'Ariège (fond géologique : carte harmonisée 1/50 000e du département de l’Ariège – BRGM). est entre Miglos et Ax-les-Thermes. Cette anomalie est délimitée à ses extrémités par deux indices aurifères filoniens : l’indice de Miglos, très peu caractérisé, et l’indice de l’Assaladou, à proximité d’Ax-les-Thermes. Ce dernier est un ancien site d’exploitation aurifère gallo-romain (Cauuet, 2005). Il fut exploré entre 1985 et 1987 par la Cogema qui réalisa une série de forages carottés et percutants. Il s’agit d’un ensemble de veines de quartz aurifère, transposées et boudinées le long d’une zone de déformation localisée ductile N-S, faiblement pentée à vergence sud (fig. 4.2.5A). L’or est présent sous forme de grains libres d’électrum dans la gangue de

88 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 4.2.5. A : veines de quartz aurifères du gîte de l'Assaladou (d’après Alindawa Mulauli, 2017), non-CC. B : vue en BSE d'une veine de quartz aurifère de l'Assaladou contenant des arsénopyrites et des grains d'or natif dispersés dans la gangue quartzeuse. quartz (fig. 4.2.5B), sans être systématiquement en contact avec les cristaux d’arsénopyrite disséminés dans la veine (Alindawa Mulauli, 2017).

L’ancien site minier à Pb-Zn du Bentaillou (Ariège, France) est reconnu pour être au cœur d’une anomalie géochimique en or (fig. 4.2.4). L’arsénopyrite aurifère disséminée est présente en phase accessoire des minéralisations à galène-sphalérite. Un échantillon d’arsénopyrite, analysé au temps de l’exploitation de la mine, a donné une teneur de 23 g/t d’or (Fert, 1976). En revanche, aucun corps minéralisé majeur à Apy-Au n’est actuellement connu dans la zone.

2.e - Minéralisations à W-Au de Salau

Le skarn de Salau (Ariège, France), situé au contact entre la granodiorite de la Fourque et les calcaires du Dévonien, est connu pour disposer d’importants corps minéralisés à fortes teneurs en or. Ils furent découverts en 1984, le long de la faille Véronique, avec des teneurs estimées en 1986 entre 3 et 14 g/t. Plusieurs indices à sulfures massifs ont été par la suite détectés autour du corps de la granodiorite, avec des teneurs en or mesurées variant entre 2 et 25 ppm ; ces teneurs sont fortement corrélées aux teneurs en WO3 (fig. 4.2.6) (Poitrenaud, 2018). Les corps minéralisés aurifères de Salau sont des corps à sulfures massifs (principalement de la pyrrhotite et de l’arsénopyrite), tardifs par rapport à la mise en place de l’intrusion et à la formation du skarn (Fonteilles et al., 1989 ; Poitrenaud, 2018). Ces sulfures massifs sont en imprégnation ou en ciment de brèches filoniennes associées aux failles (comme la faille Véronique) traversant l’intrusion et le skarn.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 89 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 4.2.6. Carte géologique simplifiée de la granodiorite de la Fourque et ses environs et positions des minéralisations à tungstène et à or avec les teneurs Au dans les corps minéralisés (d'après Poitrenaud, 2018), non-CC.

Ces corps filoniens ont été datés à 289 ± 2 Ma (U/Pb in situ sur apatite), soit 2 à 9 Ma plus jeune que la mise en place de la granodiorite de la Fourque (295 ± 2 Ma), excluant une origine de type skarn liée à la mise en place de l’intrusion (Poitrenaud et al., 2019). Néanmoins, les analyses géochimiques et isotopiques des minéralisations et des inclusions fluides présentent les signatures d’une origine magmatique. En conclusion de sa thèse, Poitrenaud (2018) propose que les minéralisations à W-Au de Salau soit issues de la mise en place, le long des failles, d’intrusions dioritiques sous-jacentes et postérieures à la granodiorite de la Fourque.

2.f - Skarns d e la granodiorite d’Andorre

Les skarns de la granodiorite d’Andorre (Catalogne, Espagne) représentent la principale occurrence, dans les Pyrénées, de skarns aurifères liés à des intrusions granitiques tardi- varisques. Ils sont situés à l’apex de la granodiorite d’Andorre (305 ± 0,3 Ma, U/Pb sur titanite (Romer & Soler, 1995)), au contact de l’intrusion avec une formation calcaire dévonienne (fig. 4.2.7). L’or se trouve dans trois groupes de skarns : les skarns à pyrrhotite (0,7 g/t Au), les skarns à hedenbergite (5 g/t Au) et les skarns à arsénopyrite (7 g/t Au) (Cardellach et al., 1992). Dans la succession paragénétique des skarns à hedenbergite, l’or est associé à un épisode de

90 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque cristallisation d’un assemblage polymétallique, constitué de sulfures (arsénopyrite-chalcopyrite-sphalérite- galène-pyrite) et d’éléments natifs (Bi et Au), au cours de la période de métasomatose tardive dans l’exoskarn. Les sulfures auraient cristallisés dans des conditions P-T de 0,2 GPa / 400-500 °C, suivis par la cristallisation des phases natives Bi et Au vers 350°C (Soler et al., 1990).

La concentration en or de ces skarns serait liée à la circulation d’un mélange de fluides magmatiques et de fluides Figure 4.2.7. Carte géologique simplifiée de l'apex de la métamorphiques crustaux, liés à la mise en granodiorite d'Andorre et positions des différents types et al place de l’intrusion magmatique. En raison de skarns (modifiée d'après Romer ., 1995). d’une plus forte concentration en or dans les skarns à sulfures d’origine crustale (arsénopyrite…), Cardellach et al. (1992) proposent que l’or proviendrait de sulfures et d’éléments natifs disséminés dans la série cambrienne sous- jacente, semblables à ceux décrits par Ayora & Casas (1986) dans le Vall de Ribes. La mise en place de l’intrusion magmatique aurait alors été un moteur thermique permettant de mobiliser les fluides et les métaux au sein de la croûte. Cependant, Romer & Soler (1995) soulignent une signature isotopique en plomb différente entre les minéralisations filoniennes du Vall de Ribes et les minéralisations des skarns d’Andorre. D’après les auteurs, cet écart serait induit par une différence de lithologie de la roche-hôte d’origine entre les deux sites.

2.g - Gîte de Chinip í

Le gîte de Chinipí (Canfranc, Espagne) est une veine à sulfures massifs (py-apy±po-ccp), située au sein de calcaires du Carbonifère inférieur, et associée au plan d’un chevauchement varisque westphalien (fig. 4.2.8). Ce gîte a fait l’objet d’une seule étude par Mateo et al. (2010). Dans cette veine, l’or présente la particularité de ne pas être présent sous sa forme libre dans le

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 91 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) cortège minéralogique ; il se retrouve uniquement dans la structure cristallographique de la pyrite et de l’arsénopyrite (teneurs moyennes Au de 950 ppb, dans les échantillons riches en Apy, et de 594 ppb, dans les échantillons riches en Py). Mateo et al. (2010) proposent que la formation du gîte serait liée à la tectonique transtensive permienne (entre 300 et 260 Ma), matérialisée dans la région par un réseau de failles normales, le long desquelles les fluides minéralisateurs auraient circulés. Le plan de chevauchement westphalien aurait joué le rôle de piège structural où les minéralisations se seraient formées. Le système de circulation hydrothermale aurait été généré par le magmatisme alcalin permien de l’Anayet et de l’Ossau. Les fluides minéralisateurs seraient d’origine magmatique et métasomatique. Ces caractéristiques morphologiques et génétiques font du gîte de Chinipí un type d’occurrence aurifère unique dans les Pyrénées.

Figure 4.2.8. Contexte géologique du gîte de Chinipí et disposition structurale de la veine minéralisée aurifère (d'après Mateo et al., 2010), non-CC.

92 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 5 – A nalyse spatiale géostatistique des minéralisations aurifères primaires des Pyrénées

1. É tablissement de la base de données L’une des premières approches de ce travail de thèse fut d’analyser les relations spatiales entre la position des occurrences aurifères et les structures géologiques à l’échelle de la chaîne des Pyrénées. Cependant, les données disponibles sont issues de sources diverses (articles scientifiques, BSS, rapports d’exploration…), dont la qualité des informations est très variable. Une première étape fut donc de procéder à l’établissement d’une base de données unifiée des occurrences aurifères des Pyrénées, intégrable dans un système d’information géographique (SIG). La base de données finale obtenue totalise 108 points pour l’ensemble des Pyrénées et des piémonts (fig. 4.2.1). Le détail des données et de leur origine est précisé dans le tableau 5.1 et l’annexe II. Les données utilisées dans l’analyse spatiale incluent uniquement les indices d’or primaire, excluant les indices d’or alluvionnaire des piémonts et vallées pyrénéennes, soit un total de 74 points sur les 108 que compte la base de données (fig. 5.1.1).

Par souci d’homogénéité, et afin d’éviter d’éventuels doublons, les positions de la plupart des gîtes et des prospects ont été rejetées. Ces localisations correspondent dans la plupart des cas au barycentre estimé d’un ensemble d’indices, affectant la précision de l’analyse spatiale géostatistique, dont la donnée critique est justement la position des points étudiés. De plus, cela réduit drastiquement le nombre de points à disposition pour l’analyse (au point de la rendre statistiquement non-représentative), et cela masque la répartition des indices au regard des structures géologiques. Certains indices n’ont pas été incorporés à la base de données, soit parce

Figure 5.1.1. Répartition des points d'indices d'or primaire pris en compte dans l'étude spatiale.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 93 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) que leur position était incertaine, soit parce que leurs caractéristiques paragénétiques et géochimiques ne permettaient pas de confirmer une présence significative d’or.

Source Type d’occurrence Type de minéralisation Nombre de points

Indice Placer 34

Indice Filon 15 Banque de données du sous-sol Indice Skarn 3 (BSS) Indice Inconnu 3

Gîte Filon 7

Gîte Amas 1

Promine Gîte Filon 2

Gîte Skarn 7

Archives du BRGM Indice Filon 1

Indice Filon 9

Gîte Filon 4 Ayora et al. (1992) Indice Disséminé 1

Gîte Disséminé 1

Indice Skarn 6 Cardellach et al. (1992) Gîte Skarn 10

Mateo et al. (2010) Gîte Filon 1

Gîte Filon 2 Soler et al. (1996) Gîte Skarn 1

Tableau 5.1. Nombres de points dans la base de données (voir l’annexe II pour la liste complète détaillée) par source bibliographique, type d’occurrence et type de minéralisation.

2. Analyse spatiale de la position des minéralisations

2.a - Principes généraux

L’analyse statistique de la répartition spatiale des minéralisations aurifères des Pyrénées a été effectuée suivant le protocole développé par Deveaud et al. (2013). Il s’appuie sur l’utilisation de la méthode de la distance au plus proche voisin (DNN), développée par Clark &

94 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Evans (1954). Cette méthode permet de mesurer les relations spatiales entre diverses populations. La valeur DNN est obtenue à partir du calcul de la distance euclidienne en carte entre chaque point et son plus proche voisin. Ainsi, le couplage de ces deux méthodes permet de décrire le comportement de différentes populations par rapport à divers objets géologiques et d’établir d’éventuelles corrélations entre eux.

2.b - Répartition des minéralisations dans les ensembles lithostratigraphiques

La répartition des minéralisations dans les ensembles lithostratigraphiques a été calculée sur la totalité de la surface du socle varisque. Les grands ensembles lithostratigraphiques utilisés dans cette étude correspondent aux caissons du SIG de la carte géologique 1/400 000e harmonisée des Pyrénées (BRGM & IGME) (fig. 5.2.1). L’analyse de la répartition des minéralisations est réalisée en calculant le rapport logarithmique entre la proportion de surface de chaque caisson et la proportion du nombre d’indices aurifères dans chaque caisson. Si le rapport est proche de 0, il n’y a pas d’anomalie. Si le rapport est inférieur à 0, l’anomalie est dite négative et souligne un déficit d’indices aurifères. Si le rapport est supérieur à 0, l’anomalie est dite positive et souligne une surconcentration d’indices aurifères.

Figure 5.2.1. Positions des indices d'or primaire au sein des caissons lithostratigraphiques du socle varisque extraits du SIG 1/400 000e des Pyrénées du BRGM et de IGME.

La distribution des indices aurifères dans les grands ensembles lithostratigraphiques montre l’existence d’une anomalie positive d’occurrence en or dans les méta-sédiments de l’Édiacarien et du Cambrien. Les ensembles sédimentaires de l’Ordovicien et du Silurien ne montrent aucune anomalie, hormis le caisson volcano-sédimentaire de l’Ordovicien supérieur o5-

6V. Cette dernière n’est cependant probablement pas représentative d’une véritable anomalie en

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 95 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

or de ce niveau. En effet, la proportion du caisson o5-6V par rapport à la surface totale du socle est extrêmement faible (0,12 %) et l’anomalie est le fruit de la présence d’un seul indice aurifère qui représente 1,35 % des indices totaux (tab. 5.2), ce qui induit de fait un rapport positif élevé. De plus, au regard de l’échelle de la carte et de la précision des contours, cet indice peut être en réalité situé en dehors du caisson.

Les niveaux du Dévonien et du Carbonifère montrent une anomalie négative. Seul le domaine de Compte du Dévonien montre une anomalie positive. Les points d’indice contenus dans ce caisson sont en grande partie ceux des skarns de la granodiorite d’Andorre. De même, les 8 points présents dans le caisson des granodiorites h2-5Mg correspondent aux points d’indices skarnifères situés au contact de cette intrusion.

Caisson Symb. caisson Surface (%) Nbre points % total Rapport log10

Granodiorites carbonifères h2-5Mg 14,63 % 8 10,81 % -0,13

Carbonifère h1-4 10,58 % 3 4,05 % -0,42 Dévonien (domaine de Ferrières) dF 7,71 % 2 2,70 % -0,46 Dévonien (domaine central) dC 6,94 % 3 4,05 % -0,23 Dévonien (domaine de Compte) dS 8,40 % 12 16,22 % 0,29 Silurien s 4,26 % 3 4,05 % -0,02

Ordovicien sup. (R. volcaniques) o5-6V 0,12 % 1 1,35 % 1,05 Cambrien (formation de Jujols) kJ 6,43 % 18 24,32 % 0,58 Cambrien (formation d’Evol sup.) kEs 4,82 % 2 2,70 % -0,25 Formation de Canaveilles b 5,70 % 10 13,51 % 0,37

Orthogneiss o2-4O 5,25 % 8 10,81 % 0,31 Migmatites bM 3,47 % 1 1,35 % -0,41

Tableau 5.2. Proportions des indices par caisson par rapport à la surface des caissons contenant des points d’indices aurifères (rapport logarithmique). Rouge : anomalie négatives. Vert : anomalies positives.

2.c - Répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement aux accidents tectoniques

La répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement aux failles a été réalisée en calculant leur distance euclidienne par rapport aux linéaments de faille. Les anomalies positives et négatives sont déterminées en comparant la fréquence du nombre total de points distants aux failles avec la fréquence du nombre de points d’indices aurifères distants aux failles. Les calculs ont été effectués uniquement dans la Zone Axiale (fig. 5.2.), les structures varisques étant moins bien définies dans les massifs nord-pyrénéens. Par ailleurs, d’autres calculs de même

96 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque ordre, tenant compte de l’ensemble de la surface du socle varisque, ont montrés que la prise en compte des failles des MNP a une très faible incidence sur le résultat final.

Figure 5.2.3. Répartition des indices d'or primaires et des accidents tectoniques de la Zone Axiale considérés dans le calcul de la répartition spatiale.

La répartition des occurrences aurifères par rapport à leur éloignement aux accidents tectoniques a été calculée selon un pas de 250 m, sur un intervalle de distance euclidienne total de 5 250 m, situé de part et d’autre des linéaments de faille. Aucun indice aurifère ne se situe au- delà de 4 000 m de distance d’une faille. Les résultats obtenus ne montrent aucune valeur anomale significative (positive ou négative) sur l’ensemble des intervalles de distance euclidienne. L’évolution des fréquences de la distance des points totaux et celle des fréquences de la distance des points d’indices aurifères sont très semblables (fig. 5.2.4A). Une très légère anomalie positive (0,2 – 0,25) est présente entre 750 et 1 250 m (fig. 5.2.4A & B), mais n’est pas suffisante pour être considérée comme statistiquement significative. D’une façon générale, les

Figure 5.2.4. A : diagramme de fréquences de distance euclidienne par rapport aux linéaments de failles des points totaux de l'emprise (bleu) et des indices aurifères (rouge). B : rapports logarithmiques des fréquences et champs de valeurs des anomalies positives et négatives.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 97 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) valeurs du ratio de fréquences sont comprises dans un intervalle [-0,3 – 0,4], ce qui est en deçà des valeurs considérées comme anomaliques (< -0,5 et > 0,5) (fig. 5.2.4B).

2.d - Répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement à la limite d’exhumation de l’infrastructure

La répartition des minéralisations par rapport à leur éloignement à la limite d’exhumation de l’infrastructure a été calculée suivant le même protocole que pour les failles. Le SIG de la carte géologique au 1/400 000e des Pyrénées ne faisant pas de distinction entre suprastructure et infrastructure, cette dernière a été définie comme regroupant les caissons des orthogneiss et des migmatites (fig. 5.2.5). Ces ensembles sont reconnus pour constituer le cœur des dômes

Figure 5.2.5. Zone Axiale des Pyrénées. Répartition des indices d'or filonien et emprise spatiale (en rose) de la zone d’exhumation des orthogneiss et migmatites de l’infrastructure utilisés dans le calcul. métamorphiques varisques et leur toit est reconnu pour correspondre à l’interface tectonique entre suprastructure et infrastructure (Cochelin et al., 2017). La distance euclidienne a donc été calculée à partir de la limite des deux caissons orthogneiss et migmatites. La calcul a été réalisé en considérant uniquement les indices filoniens de la Zone Axiale.

Le calcul de la distance euclidienne a été réalisé suivant un pas de 1 km sur une distance total de 25 km. Les indices aurifères filoniens sont concentrés entre 0 et 8 km autour du toit des orthogneiss-migmatites (fig. 5.2.6A). Tous les intervalles de distance euclidienne montrent un rapport de fréquence logarithmique en anomalie positive. Les intervalles [0 – 1] km et [5 – 7] km sont les plus marqués avec des rapports supérieurs à 0,5, ce qui les rentre dans le champ des anomalies positives statistiquement significatives (fig. 5.2.6B).

98 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 5.2.6. A : diagramme de fréquences de distance euclidienne par rapport à la limite d'exhumation de l'infrastructure des points totaux de l'emprise (bleu) et des indices aurifères (rouge). B : rapports logarithmiques des fréquences et champs de valeurs des anomalies positives et négatives.

3. Discussion et conclusion Il est à noter que l’essentiel des points d’indices aurifères (~ 75 %) se concentre autour du massif du Canigou (notamment les indices filoniens). De fait, les résultats de l’analyse spatiale sont plutôt représentatifs du système localisé autour du massif du Canigou que de l’ensemble du socle varisque des Pyrénées. Une analyse-test basée sur les seuls points des gîtes et des prospects a été tentée, afin d’effacer l’effet cluster des indices du Canigou et de la granodiorite d’Andorre. Il est cependant apparu que le nombre de points entrés dans le calcul était alors trop faible pour amener à un résultat statistiquement représentatif.

L’absence apparente de relation entre la répartition des indices aurifères et leur distance aux principaux accidents tectoniques indique une absence de lien spatial entre ces deux groupes. Ce résultat est inhabituel comparé à ce qui est proposé dans le cas des gisements d’or filonien orogénique, où un lien spatial et génétique avec de grands accidents crustaux est généralement établi (e.g. Gaboury, 2019). Cependant, il faut souligner que les données de failles utilisées dans le calcul ne distinguent pas structure varisque et structure alpine. Notamment, les données de faille du SIG n’incorporent pas les zones de cisaillement ductiles varisques, structures pourtant reconnues comme majeures à l’échelle de la chaîne. Par ailleurs, opérer une distinction entre structure varisque et alpine à partir de la seule base de données, sans étude de terrain approfondie, est très hasardeux. Ainsi, le résultat de l’étude spatiale ne peut être considéré qu’avec de grandes précautions.

Partie II – L’or de l’orogenèse Varisque en France et l’or des Pyrénées 99 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

La forte concentration anomale d’indices aurifères entre 0 et 8 km autour de la zone d’exhumation de l’infrastructure indique un probable niveau structural préférentiel de mise en place des minéralisations à la base de la suprastructure. Ce résultat est cohérent avec l’anomalie positive calculée dans les caissons lithostratigraphiques de l’Édiacarien et du Cambrien, qui constituent également la base de la suprastructure.

Il est à noter que l’infrastructure affleure également au cœur, non constitué d’orthogneiss et de migmatites à l’affleurement, de dômes situés à l’ouest du dôme de l’Aston, dans les Pyrénées centrales (Bossost, Lys-Caillaouas, Lesponne…) (Cochelin et al., 2017). Si ces dômes étaient pris en compte, il est probable que l’anomalie positive relevée dans l’étude spatiale aurait été de moindre importance. En effet, peu d’indices aurifères filoniens sont référencés dans la ZA centrale et occidentale, ce qui aurait diminué le ratio entre points totaux et points d’indices aurifères dans le calcul. Cependant, ces zones étant également moins documentées à propos des indices aurifères, il est probable qu’un tel calcul, sans une réévaluation préliminaire des minéralisations, se soit révélé peu pertinent.

Les résultats de l’analyse spatiale permettent de visualiser en premier ordre que les minéralisations aurifères filoniennes des Pyrénées sont essentiellement situées dans la série paléozoïque de la suprastructure. Bien que les points d’indices filoniens soient principalement reportés autour du dôme du Canigou, il apparaît que ces types de minéralisations se répartissent généralement autour des dômes métamorphiques où l’infrastructure est exhumée (Canigou, Aston, Trois-Seigneurs, Arize…). Cette observation souligne l’importance de cibler ces structures et leur environnement proche dans le cas d’opérations de prospection de corps minéralisés filoniens aurifères dans les Pyrénées. Le dôme du Canigou se confirme comme un objet représentatif des Pyrénées varisques pour l’étude de systèmes minéralisés filoniens aurifères. Il dispose en effet d’un bon ensemble de données gîtologiques, et sa structure géologique présente l’ensemble des caractéristiques structurales (exhumation de l’infrastructure et de la suprastructure, zones de cisaillement…), métamorphiques (pic HT-BP varisque), et magmatiques (intrusions dioritiques et granitiques tardi-varisques) de la croûte varisque pyrénéenne.

100 Partie III — Évolution tectono-métamorphique varisque du dôme du Canigou —

Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 6 – Harmonisation de l’information géologique 1. État de l’information géologique et données utilisées L’analyse pétro-structurale à échelle régionale nécessite d’avoir une vue d’ensemble de la zone étudiée. Cette condition est remplie si l’information géologique à disposition, issue des études antérieures et de l’étude en cours, est harmonisée à échelle régionale. Le dôme du Canigou couvre l’emprise de 6 feuilles de la carte géologique de la France au 1/50 000e : Mont- Louis (1094), Prades (1095), Céret (1096), Saillagouse (1098), Prats-de-Mollo (1099) et Arles- sur-Tech (1100). Ces cartes présentent une information géologique inégale, en raison de l’écart temporel important entre la réalisation de certaines cartes (tab. 6.1), notamment dans le découpage lithostratigraphique et dans la caractérisation des structures varisques et alpines.

Nom feuille Numéro feuille Année d’édition Auteurs Nbre de caissons Mont-Louis 1094 2004 ? 16 Prades 1095 1992 Guitard et al. 10 Céret 1096 2015 Wiazemsky et al. 18 Saillagouse 1098 1988 Llac et al. 7 Prats-de-Mollo 1099 2015 Laumonier et al. 22 Arles-sur-Tech 1100 2009 Baudin et al. 16

Tableau 6.1. Liste des feuilles de la carte géologique de la France au 1/50 000 e couvrant l’emprise du massif du Canigou. Le nombre de caissons indique celui des séries stratigraphiques anté-siluriennes.

Ainsi, sur la feuille de Saillagouse (éditée en 1988), la série méta-pélitique du Cambrien et de l’Ordovicien inférieur est représentée par un unique caisson « cambro-ordovicien », où seuls les niveaux-repères de carbonates et de volcanites sont individualisés (fig. 6.1.1). L’absence de découpage lithostratigraphique dans la série anté-Ordovicien supérieur amène à la représentation en carte de vastes ensembles uniques, où la variation lithologique et la géométrie des structures ne sont pas visualisables. A contrario, sur les feuilles voisines de Mont-Louis et de Prats-de- Mollo (éditées respectivement en 2004 et 2015), le découpage lithostratigraphique est constitué de nombreux caissons (fig. 6.1.1), correspondant aux divers membres et formations issus des travaux de Laumonier (1988) et Laumonier et al. (1996, 2004) (fig. 6.1.2). Par ailleurs, comme pour la lithostratigraphie, l’absence de distinction claire entre structures varisques et structures alpines, (problématique qui n’est que partiellement résolue à l’heure actuelle) complexifie grandement la compréhension de l’évolution tectonique régionale.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 103 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 6.1.1. Variations du découpage lithostratigraphie des séries du Paléozoïque inférieur entre les feuilles au 1/50 000e de Mont-Louis, de Saillagouse et de Prats-de-Mollo.

Par conséquent, il s’est avéré nécessaire de procéder à une harmonisation de l’information géologique à l’échelle du massif. Cette opération intègre les données des 6 cartes pré-citées, de la carte géologique au 1/50 000e de Catalogne de l’Institut Cartogràfic i Geològic de Catalunya (ICGC), et des travaux de synthèse de issus de la thèse de Padel (2016) (fig. 6.1.2), pour la lithostratigraphie de la série de l’Édiacarien-Cambrien, et de la thèse de Cochelin (2016), pour la structuration générale. L’harmonisation s’est également appuyée sur les données et observations de terrain effectuées au cours de la thèse.

Figure 6.1.2. Synthèse des difféérents découpages lithostratigraphiques de la série édiacaro-cambrienne autour du dôme du Canigou (d'après Padel, 2016), non-CC.

104 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

2. Carte géologique harmonisée du dôme du Canigou La réalisation de la carte géologique harmonisée du massif du Canigou fut effectuée par l’intégration et la corrélation de l’ensemble des données dans un SIG, généré à partir du logiciel ArcMap® (suite logicielle ArcGIS®), puis du logiciel QGIS. La surface de la carte couvre l’emprise des 6 feuilles de la carte géologique de la France au 1/50 000e cartographiant l’ensemble du dôme du Canigou (tab. 6.1). La carte harmonisée finale est constituée de 24 caissons (fig. 6.2.2).

Figure 6.2.1. Découpages litho-stratigraphiques de la série infra-Ordovicien inférieur du flaanc sud du dôme du Canigou dans : (1) la feuille de Saillagouse de la carte géologique de la France au 1/50 000 e par Llac et al. (1988) ; (2) de la carte géologique de la Catalogne au 1/50 000e de l'ICGC (2016) ; (3) de la carte harmonisée du massif du Canigou réalisée dans le cadre du travail de la présente thèse, basé sur le découpage efféectué par Laumonier et al. (2016) sur la feuille de Prats-de-Mollo-la-Preste.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 105 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

L’harmonisation des découpages litho-stratigraphiques entre les cartes récentes (Arles-sur- Tech, Céret, Mont-Louis, Prades et Prats-de-Mollo-La-Preste) s’est basée sur la synthèse de Padel (2016). Le principal travail d’harmonisation a été effectué dans la partie Sud du dôme, dans la zone couverte par la feuille de Saillagouse et dans la zone non-cartographiée de l’emprise de la feuille de Prats-de-Mollo-La-Preste. Ce travail a été réalisé à partir de la synthèse de Padel (2016) et de la carte géologique au 1/50 000e de Catalogne de l’ICGC. Cette dernière se base sur un découpage lithologique de la série infra-Ordovicien supérieur (fig. 6.2.1). Cette approche fut aussi celle effectuée sur la carte de Saillagouse. Les limites des formations ont été considérées à partir des niveaux-repères cartographiés (bancs de quartzites, de carbonates…) et reconnus comme constituant les limites de ces formations (fig. 6.2.1). Leur positionnement a été guidé par la carte synthétique de Padel (2016). Le découpage lithostratigraphique final a été réalisé suivant celui proposé par Laumonier et al. (2016) sur la feuille de Prats-de-Mollo-La-Preste.

La carte harmonisée du dôme du Canigou se voulant une synthèse de l’information géologique régionale, la plupart des niveaux-repères et des membres d’épaisseur et d’extension modestes n’ont pas été représentés. Seuls 4 caissons sur 24 représentent des niveaux-repères, bien définis et visibles à échelle régionale (fig. 6.2.2). Il s’agit des niveaux de carbonates de la formation de Canaveilles, des niveaux volcano-sédimentaires du groupe de Canaveilles, des ampélites de la formation de Cabrils et des roches volcaniques de l’Ordovicien supérieur. Les formations postérieures à l’Ordovicien étant peu présentes, et donc de faible importance pour la compréhension de la structure générale du dôme, elles ont été regroupées en 4 caissons généraux (Silurien, Dévonien, Mésozoïque et Cénozoïque).

¡ Figure 6.2.2. Carte géologique simplifiéée et harmonisée du dôme du Canigou réalisée au cours du travail de thèse.

106

Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 7 – Caractérisation du champ de déformation du dôme du Canigou et du massif des Aspres 1. Introduction La caractérisation du champ de déformation du dôme du Canigou et du massif des Aspres a été l’une des premières grandes étapes du travail de thèse. Pour pouvoir identifier les structures dans lesquelles les minéralisations aurifères sont mises en place, il est nécessaire de les replacer dans le contexte structural régional et, par là même, d’identifier les structures qui auraient pu servir de drains aux fluides minéralisateurs. Établir l’évolution structurale du dôme du Canigou et du massif des Aspres permet aussi de replacer les circulations des fluides et les processus de formation des minéralisations dans l’évolution tectono-métamorphique régionale et géodynamique globale.

L’analyse de la répartition spatiale des minéralisations aurifères (cf. chapitre 5) à l’échelle des Pyrénées a souligné que les corps minéralisés filoniens se localisent dans un intervalle de distance déterminé (2 à 7 km) autour du contact infrastrure-suprastructure, exhumé à la bordure des dômes métamorphiques varisques. Bien que la répartition des minéralisations ne soit pas contrôlée par les failles pyrénéennes, un contrôle par des structures varisques, telles les zones de cisaillement (non prises en compte dans l’analyse spatiale), reste en questionnement.

La caractérisation du champ de déformation finie a été réalisée en combinant analyse linéamentaire, basée sur les contrastes topographiques, et analyse structurale, basée sur les données issues des cartes géologiques au 1/50 000e et des campagnes de terrain effectuées au cours de la thèse. Le modèle issu de cette étude a ensuite été corrélé aux modèles structuraux de Polizzi (1990) et Cochelin (2016).

2. Contexte géologique Le dôme du Canigou est l’un des principaux dômes métamorphiques de la Zone Axiale des Pyrénées. Il exhume en son cœur parmi les niveaux les plus profonds de la croûte varisque pyrénéenne. Ce cœur est principalement constitué de méta-pélites et de paragneiss, au sein desquels est présent l’orthogneiss de Quazemi, également un ancien laccolithe granitique d’âge ordovicien (Guitard et al., 1998). Dans la zone la plus interne du cœur, la série méta- sédimentaire est partiellement fondue, montrant des migmatites et des diatexites. Elle est également intrudée par le leucogranite du Canigou (fig. 7.2.1), d’âge supposé fini-Carbonifère.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 109 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Le dôme est constitué à la bordure de l’orthogneiss oeillé du Canigou, dérivé d’un ancien laccolithe granitique daté de l’Ordovicien inférieur (473 ± 4 Ma) (Barbey et al., 2001 ; Deloule et al., 2002 ; Cocherie et al., 2005).

La structure du dôme du Canigou est marquée par une foliation dominante qui suit l’enveloppe du dôme (fig. 7.2.1). Cette foliation de plan axial Sn+1 transpose totalement une foliation antérieure S0-n, également de plan axial (Guitard, 1970 ; Gibson, 1991 ; Guitard et al., 1998). Les linéations d’étirement le long des plans de foliation principale montrent une déformation non-coaxiale, probablement en cisaillement simple (Soliva, 1987). Le sens de cisaillement longitudinal se fait en direction du sud-ouest dans la majeure partie du dôme, mais également en direction du nord-est dans la zone nord du dôme (Soliva, 1987 ; Cochelin, 2016). Dans le domaine migmatitique du cœur du dôme, la foliation principale est replissée par des plis droits syn-foliaux de plan axial vertical (Guitard et al., 1998).

Figure 7.2.1. Coupe du cœur du dôme du Canigou (d'après Guitard et al., 1998), non-CC.

Le dôme du Canigou est bordé au nord par la zone de cisaillement du Nord-Canigou, nommée « chevauchement mylonitique du Nord Canigou » (CMNC) par Guitard (1970), ainsi que par la zone de cisaillement de Baillestavy au nord-est. Ces deux zones de cisaillement sont décrites comme présentant une cinématique globale dextre. Elles appartiennent à un réseau anastomosé de zones de cisaillement, défini par Cochelin (2016), dont l’activité fut contemporaine de la phase de transpression tardi-varisque. La zone de cisaillement de Baillestavy est considérée comme une prolongation de la zone de cisaillement du Nord-Canigou (Guitard et al., 1998 ; Cochelin, 2016), bien que le fait qu’elle puisse également être une

110 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque prolongation de la zone de cisaillement de Merens, située en miroir de l’autre côté du bassin du Conflent, ait aussi été envisagé (Polizzi, 1990). Le dôme du Canigou est également traversé par la faille de Py-Mantet, appartenant au système néogène de la faille de la Têt, à jeu normal senestre et qui abaisse le compartiment de la Carança (ouest) par rapport au compartiment du Canigou (est).

Sur le flanc nord-est du dôme du Canigou, le massif des Aspres, rattaché à la suprastructure (Cochelin, 2016), est principalement constitué de méta-pélites de la série de l’Édiacarien-Cambrien (fig. 6.2.2), fortement déformées par 4 phases de déformation successives attribuées à l’orogenèse Varisque (Llac, 1969 ; Blès & Costargent, 1985 ; Polizzi, 1990). Comme dans le reste de la suprastructure, le massif des Aspres est marqué par une foliation sub-verticale relativement pénétrative qui plisse les structures antérieures (fig. 7.2.2). Elle est rattachée à la phase de déformation D3, synchrone de la structuration du dôme du Canigou (Llac, 1969 ; Blès et al., 1988 ; Polizzi, 1990 ; Guitard et al., 1998 ; Cochelin et al., 2017). Les séries méta-sédimentaires et volcaniques de l’Ordovicien supérieur et du Siluro-Dévonien affleurent localement dans les parties nord et est du massif. Ces séries sont en contact anormal avec la série édiacaro-cambrienne ; la nature de ce contact est encore soumise à débat. Blès et al. (1988) et Polizzi (1990) interprètent ce contact comme un ancien chevauchement varisque synchrone de la phase de déformation D2 et plissé par la phase D3 (fig. 7.2.2). Laumonier et al.

Figure 7.2.2. Coupe synthétique du massif des Aspres (d'après Blès et al., 1988).

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 111 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

(2015) proposent quant à eux un contact de type discordance angulaire, impliquant alors que la série édiacaro-cambrienne aurait été précocement déformée à l’Ordovicien inférieur, au cours de la « phase Sarde », comme cela a été proposé sur le flanc sud du dôme (Puigmal, Vall de Ribes…) par Casas (2010).

Le massif des Aspres est bordé au nord par une prolongation de la faille de la Têt et le bassin du Conflent, à l’est par le bassin du Roussilon, et au sud par le bassin du Vallespir, tous trois d’âge néogène. Au sud-ouest, l’unité des Aspres chevauche l’unité du Canigou par le biais du chevauchement des Aspres, d’âge supposé éocène (Laumonier et al., 2015) (fig. 6.2.2). Ce chevauchement est surimposé sur la zone de cisaillement varisque de Baillestavy.

3. Méthodologie 3.a - Analyse des linéaments structuraux par MNT L’analyse des linéaments structuraux a été réalisée à partir du MNT 25 m (1 px = 25 m) de la France métropolitaine de l’Institut national de l’information géographique et forestière (IGN). L’extraction des linéaments a été effectuée par la réalisation de cartes d’ombrage dérivées du MNT avec le logiciel QGIS. Pour cela, deux cartes d’ombrage, avec une exposition lumineuse générale respectivement vers l’ouest et vers l’est (fig. 7.3.1), ont été générées à partir des données du MNT.

Les deux cartes d’ombrage, couplées à des images satellites Spot, ont été employées afin de réaliser une carte linéamentaire à partir des linéaments topographiques révélés (fig. 7.3.2). La position de ces linéaments a ensuite été comparée à celle des mesures structurales relevées sur le

Figure 7.3.1. Cartes d'ombrage avec exposition lumineuse vers l'ouest (A) et vers l'est (B), issues du MNT 25 m de l'IGN.

112 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 7.3.2. Carte des linéaments structuraux identifiéés (en cyan) à partirde l'analyse des cartes d'ombrage et des images satellites Spot. Carte d’ombrage d’exposition lumineuse ouest. terrain (fig. 7.3.3), afin d’établir une éventuelle corrélation entre les linéaments et les structures géologiques identifiées (schistosité, foliation, zones de cisaillement, failles…).

3.b - Synthèse des données structurales L’étude de la structure régionale et des différents groupes de structures s’appuie sur les données structurales issues des feuilles de Prades (1095) et de Céret (1096) de la carte géologique de la France au 1/50 000e du BRGM, ainsi que sur les données structurales issues de la thèse de Polizzi (1990) (fig. 7.3.3). Ces ensembles de données ont été complétés par un nouvel ensemble de données (fig. 7.3.3), acquises au cours de campagnes de terrain successives entre le printemps 2017 et le printemps 2019, pour une durée cumulée d’environ 4 mois. Le détail des données acquises sur le terrain sont disponibles dans la base de données du RGF. La répartition des données structurales, couplée avec la carte des linéaments structuraux, permet de visualiser la structuration globale du dôme du Canigou et du massif des Aspres, matérialisée par une carte des trajectoires de foliation et de schistosité (fig. 7.4.1).

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 113 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 7.3.3. Données structurales issues des cartes géologiques au 1/50 000e du BRGM, de la thèse de Polizzi (1990) et des campagnes de terrain.

4. Analyse structurale 4.a - Cœur du dôme du Canigou Le dôme du Canigou est marqué par une foliation dominante qui suit l’enveloppe du dôme (fig. 7.4.1). Dans le cœur de la méga-structure (« fenêtre » de Balagt), cette foliation de plan axial S2 plisse isoclinalement une foliation antérieure S0-1 (aff. CAN1827 ; 42,532359 °N, 2,452320°E) (fig. 7.4.2A). Cette dernière est marquée par de fines alternances quartzo-micacées, ainsi que par des boudins de quartz, interprétés comme d’anciennes fentes de tension synchrones de S0-1, également plissés isoclinalement par la foliation S2 (fig. 7.4.2A).

114 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque Figure 7.4.1. Carte interprét Figure 7.4.1. ative synthétique des trajectoires de foliation, des trajectoires ative synthétique de schistosité et des zon es de cisaillement du dô es de cisaillement me du Canigou et du massif des Aspres.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 115 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 7.4.2. Cœur du dôme du Canigou. A : foliation S2 de plan axial replissant isoclinalement une foliation S1 et des boudins de quartz. B : foliation S2 avec deux marqueurs de linéations d'étirement d'andalousites et de phengites. C : boudin de quartz aplati, sans allongement préférentiel bien marqué, le long d'un plan de foliation S2. D : plis P3 replissant la foliation S2 syn-migmatitique.

Les plans de la foliation S2 sont marqués par une linéation d’étirement des micas avec un plongement faible à modéré (10-50°) en direction du nord-est. La présence d’une double fabrique a également été observée entre le refuge des Cortalets et le pic Joffre (aff. CAN1825 ; 42,531307 °N, 2,459219 °E) où la linéation d’étirement des andalousites syn-foliales est orientée perpendiculairement (20°/N332°) à celle des micas (35°/N51°) (fig. 7.4.2B). Par ailleurs, la présence de boudins de quartz fortement aplatis, sans allongement préférentiel, le long des plans de foliation S2 faiblement pentés indique que cette déformation fut probablement en aplatissement horizontal (type S) (aff. CAN1827) (fig. 7.4.2C). La présence de leucosomes syn- foliaux indique que la foliation S2 fut également synchrone de l’anatexie (fig. 7.4.2D).

Une troisième foliation de plan axial S3 est présente dans le niveau le plus profond du dôme du Canigou, dans les gorges du Cady. Cette foliation, peu pénétrative dans les paragneiss migmatitiques, mais davantage dans les micaschistes migmatitiques, est synchrone de la

116 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 7.4.3. Coupe interprétative du flaanc nord du dôme du Canigou.

formation de plis P3 droits à légèrement déversés, de plan axial sub-vertical de direction O-E (fig. 7.4.2D).

4.b - Zone de cisaillement bordière de l’orthogneiss du Canigou La zone de cisaillement bordière de l’orthogneiss du Canigou (ZCBOC), équivalente de la zone d’attachement caractérisée par Cochelin (2016), est marquée par une mylonitisation progressive de l’orthogneiss du Canigou, depuis le cœur du dôme vers le toit du laccolithe. Cette zone de cisaillement se localise au toit de l’orthogneiss du Canigou en contact avec les méta- pélites de la formation de Canaveilles, suivant l’enveloppe du dôme (fig. 7.4.1). Sur le flanc nord du dôme, la ZCBOC est complètement reprise par la zone de cisaillement du Nord-Canigou, ce qui rend son identification difficile et ambiguë (fig. 7.4.3). Sur le flanc est du dôme, la ZCBOC est caractérisée par une verticalisation progressive de la foliation principale S0-1-2 selon une direction générale N10°. La linéation d’étirement montre un faible plongement en direction du NNE.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 117 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

4.c - Massif des Aspres

Le massif des Aspres est marqué par le développement d’une schistosité S1 de plan axial qui plisse isoclinalement la stratification S0. La schistosité S0-1 est replissée isoclinalement par une schistosité de plan axial S2 (fig. 7.4.4A), ce qui rend ces deux générations rarement distinguables, notamment à échelle macroscopique. Par conséquent, elles sont généralement considérées ensemble sous le vocable S0-1-2. Ces schistosités montrent une orientation générale de N120-130° pour un pendage moyen de 50-60°. Dans les niveaux de quartzites, les plis syn- schisteux P2 sont encore visibles (fig. 7.4.4B).

La schistosité de crénulation S3 est la principale famille de plans exprimée dans le massif des Aspres. Il s’agit d’une schistosité de plan axial peu pénétrative, notamment dans les niveaux de quartzites où les structures antérieures sont reconnaissables à échelle macroscopique (fig.

7.4.4B). Cette schistosité est synchrone de la formation de plis P3 très serrés en accordéon (fig.

7.4.4C). Les plans axiaux de ces plis, ainsi que la schistosité S3 de plan axial, ont généralement

Figure 7.4.4. Types de schistosité du massif des Aspres. A : stratifiécation S0 plissée isoclinalement par la schistosité S1, replissée isoclinalement par la schistosité S2. B : schistosité S3 non-pénétrative dans un banc de quartzite plissé par un pli P2. C : schistosité de plan axial S3 plissant la schistosité S0-1-2.

118 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque un pendage compris entre 70° et 90° et montrent un axe de pli très faiblement penté (0° à 10°), soit vers l’est, soit vers l’ouest. La direction de la schistosité S3 est globalement de N120°-130° dans la moitié sud du massif, puis est progressivement réorientée vers une direction N90°-105° dans la moitié nord-est du massif (fig. 7.4.1).

Le contact entre la série édiacaro-cambrienne et les séries de l’Ordovicien et du Siluro- Dévonien est marqué par une discontinuité dont la nature exacte n’a pu être déterminée sur le terrain. Cependant, le contact entre les méta-pélites de la formation de Jujols et les méta-pélites de l’Ordovicien supérieur du flanc occidental du Montner est caractérisé par la présence de zones d’endommagement de faible pendage, avec de nombreuses veines de quartz associées (aff. ASP1828 ; 42,566138 °N, 2,650654 °E). Ces structures soulignent l’existence probable d’un plan de faille de faible pendage entre les deux unités litho-stratigraphiques. Par ailleurs, l’étude géomorphologique régionale montre que le Montner et le mont Helena sont en position de klippe (fig. 7.4.5) et que le contact à leur base peut être prolongé vers le nord-est par la faille de Castelnou. Il pourrait dès lors s’agir d’un contact post-varisque de type détachement ou chevauchement (la cinématique n’a pas pu être déterminée) de pendage de 10 à 25° vers le nord- est.

Figure 7.4.5. Klippes siluro-dévoniennes du Montner et du Mont Helena sur les schistes cambriens de Jujols.

4.d - Zones de cisaillement tardi-varisques régionales Les zones de cisaillement ductiles régionales sont : la zone de cisaillement du Nord- Canigou, la zone de cisaillement de Baillestavy et la zone de cisaillement de Casefabre. La zone de cisaillement du Nord-Canigou (ZCNC) se manifeste par une mylonitisation de l’orthogneiss

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 119 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) du Canigou et un fort aplatissement et étirement des yeux de feldspaths. Les linéations d’étirement Le montrent un plongement faible à modéré (entre 20 et 45°) en direction de l’est, soulignant une cinématique générale dextre. La zone de cisaillement montre un pendage sub- vertical vers le nord pour une direction générale O-E, transposant totalement l’enveloppe du dôme. À l’est du roc de Jocavell, la zone de cisaillement suit une direction N100°, déviant de celle de la zone de cisaillement bordière de l’orthogneiss du Canigou, qui elle bifurque vers une direction N130° (fig. 7.4.1). La prolongation de la ZCNC se perd alors, lorsque celle-ci n’affecte plus l’orthogneiss du Canigou, mais les schistes et marbres de la formation de Caneveilles. Il est probable qu’elle se connecte alors avec la zone de cisaillement de Baillestavy, mais la faible accessibilité du site et la présence du chevauchement éocène des Aspres ne permettent pas d’établir de relation structurale nette entre les deux zones de cisaillement.

Les zones de cisaillement de Baillestavy et de Casefabre sont caractérisées par une transposition totale de l’ensemble des schistosités S0-1, S2 et S3. La zone de cisaillement de Baillestavy est marquée par une forte mylonitisation de l’orthogneiss œillé de la Coume et des niveaux de marbre associés, selon une orientation générale N300°-75° (aff. CAN1756 ; 42,569562 °N, 2,512862 °E). La zone de cisaillement de Casefabre est visible en carte par une bande d’orientation générale N125° où l’ensemble des structures sont verticalisées (fig. 7.4.1).

4.e - Zones de cisaillement tardi-varisques ductiles à fragiles-ductiles

Un second groupe de zones de cisaillement tardives C3b recoupe l’ensemble de la structure du dôme du Canigou et du massif des Aspres, ainsi que les zones de cisaillement C3. Il s’agit de zones de cisaillement ductiles verticales localisées de direction globale N90°, à jeu généralement dextre. Elles sont enracinées dans le niveau de migmatites du cœur du dôme, où de nombreux dykes de leucogranites, d’aplite et de pegmatites, issus de la collecte des jus migmatitiques, s’y injectent (fig. 7.4.6A ; fig 7.4.7). Par ailleurs, la position des dykes de leucogranites cartographiés par Guitard et al. (1992) à travers l’orthogneiss du Canigou concorde avec celle de ces zones de cisaillement (fig. 7.4.1). Le long de ces zones de cisaillement, se surimposent des failles normales tardives C3c, de direction N90° et sub-verticales, où des veines de quartz sont parfois injectées (aff. CAN1822 ; 42,520193 °N, 2,455616 °E) (fig. 7.4.6B).

À la bordure du dôme, les zones de cisaillement C3b montrent toujours les marqueurs d’une déformation dans le régime ductile. Elles recoupent la zone de cisaillement bordière du Canigou,

120 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 7.4.6. Zones de cisaillement tardives C3t. A : injections de leucogranite le long d'une zone de cisaillement verticale d’orientation O-E. B : veines de quartz-leucogranite le long de zones de cisaillement au sommet du pic du Canigou. C : couloir de cisaillement ductile des gorges du Llec. D : couloir de cisaillement fragile-ductile dans le secteur de Glorianes. notamment au niveau du verrou de Valmanya, ainsi que les zones de cisaillement du Nord- Canigou et de Baillestavy. Plusieurs couloirs ductiles verticaux, orientés N90° ont été observés dans les gorges du Llec (aff. CAN1742 ; 42,589085 °N, 2,473509 °E) (fig. 7.4.6C), perturbant localement la structuration générale.

Dans le massif des Aspres, ces couloirs de cisaillement montrent des marqueurs d’une déformation fragile-ductile, caractérisés par la présence de proto-mylonites et de pseudo-gouges. Ces zones montrent aussi des traces d’injections de fluides syn-déformation, matérialisées par des veines de quartz cataclasées au sein des pseudo-gouges (aff. ASP1840 ; 42,620137 °N, 2,537383 °E) (fig. 7.4.6D). Elles sont particulièrement concentrées dans le secteur de l’ancien gisement de Glorianes.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 121 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 7.4.7. Coupe interprétative du coeur du dôme du Canigou avec une zone de cisaillement tardive

C3b enracinée dans la zone anatectique du dôme, avec remontée de dykes de migmatite et de leucogranite aplitique dérivé le long de cette structure.

4.f - Déformation alpine Les principaux accidents tectoniques alpins sont bien marqués par l’analyse linéamentaire et par les contrastes topographiques qu’ils ont engendrés dans le paysage (fig. 7.4.8). Le chevauchement des Aspres, d’âge supposé éocène, forme un linéament continu d’orientation générale N120° entre les gorges du Llech et le col Palomère (fig. 7.4.8). Il est notamment souligné par la brusque réorientation du cours du Llech, en amont des gorges, et par une légère inflexion du cours de la Lentilla, en amont de Baillestavy. Le linéament du chevauchement est également marqué à plus grande échelle par une nette variation de la topographie entre le bloc des Aspres (NE), où l’altitude des crêtes est relativement homogène (~ 700-900 m), et le bloc du Canigou (SO), où l’altitude des crêtes dépasse 1 300 m et montre de plus fortes irrégularités (fig. 7.4.8). À cela s’ajoute aussi l’alignement de plusieurs cols de montagne le long du linéament (Galline, Palomère, Pou…), marquant une ligne d’altération préférentielle.

Le chevauchement des Aspres a été reconnu en trois points d’affleurement : en amont des gorges du Llech, sur l’ancien site minier de la Coume et au col Palomère. Dans les gorges du

122 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 7.4.8. Carte topographique des massifs du Canigou et des Aspres et position des linéaments des principaux accidents alpins.

Llech et dans l’ancien site minier de la Coume, l’orthogneiss mylonitique de la Coume (N305° - 80°) est en contact avec les micaschistes et marbres de Canaveilles (N110° - 55°) (fig. 7.4.9). Ce contact est matérialisé par une zone de gouge présentant des marques d’une forte altération hydrothermale (aff. CAN1738 ; 42,567359 °N, 2,510263 °E). Cette zone d’endommagement montre des structures en C-S fragiles-ductiles à cinématique inverse en top SO pour un pendage d’environ 60°. Cependant, la structure régionale varisque est assez peu perturbée par le rejeu de cette faille, ce qui souligne un déplacement le long du plan de chevauchement probablement inférieur au kilomètre.

L’analyse du relief du massif des Aspres souligne une partition entre une moitié ouest marquée par des crêtes d’altitude moyenne variant entre 800 et 1 200 m et une moitié est où l’altitude moyenne des crêtes est plus homogène, comprise entre 600 et 750 m. La limite entre ces deux zones est matérialisée par un saut topographique aligné sur la moyenne vallée du Boulès, entre Bouleternère et la Trinité, puis la vallée de la rivière d’Ample (fig. 7.4.8). Une potentielle faille normale d’orientation N330° pourrait être à l’origine de ce dimorphisme topographique. De nombreuses zones de brèches sont observables sur le terrain au passage de ce linéament entre le hameau de la Trinité et le coll d’en Fourtou. Ces brèches sont des plans

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 123 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 7.4.9. Vue du contact entre l'orthogneiss mylonitique de la Coume et les schistes de Canaveilles le long du chevauchement des Aspres, dans les gorges du Llech. recoupant la schistosité et les plis varisques, de direction moyenne N332° et de pendage variant entre 70° et 90° (aff. ASP1834 ; 42,565269 °N, 2,641298 °E).

5. Discussion 5.a - Marqueurs structuraux de l’ exhumation du dôme du Canigou

Le développement des schistosités S0-1 et S2 de plan axial dans le massif des Aspres indique une succession d’au moins deux événements compressifs. Ces événements sont probablement les mêmes que ceux à l’origine du développement des foliations de plan axial S0-1 et S2 discernables

124 Caractérisation d’un système de circulations de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

au cœur du dôme du Canigou (Polizzi, 1990). L’absence de la foliation S3 à la bordure du dôme, couplée à la présence de la ZCBOC qui transpose l’ensemble des structures, suppose l’existence d’une zone de découplage entre la suprastructure et l’infrastructure (fig. 7.5.1), correspondant à la zone d’attachement proposée par Cochelin (2016). Les zones de cisaillement régionales C3 (Nord Canigou, Baillestavy et Casefabre) ont probablement été actives au cours du processus d’exhumation du dôme du Canigou. Leur activité a été à l’origine de la verticalisation du flanc nord du dôme, comme proposé par Cochelin (2016). La présence de la foliation S3 dans le cœur migmatitique du dôme du Canigou pourrait être un marqueur d’une accommodation de la déformation synchrone de l’amplification du dôme pendant la phase transpressive tardi-varisque.

5.b - Continuum structural à la transition fragile-ductile

L’alignement de plis P3 de PA verticaux orientés N90° en prolongation des zones de cisaillement ductiles O-E verticales du cœur du dôme du Canigou a été observé dans le verrou de Valmanya. Ces plis sont également observables dans les niveaux anatectiques, associés aux zones de cisaillement dans lesquelles s’injectent les liquides granitiques dérivés de la fusion partielle des micaschistes et des paragneiss. Cela suppose que la schistosité S3 de plan axial réorientée N90-105° dans le secteur de Glorianes-Serrabona pourrait l’expression d’un ensemble de zones de cisaillement, connectant l’infrastructure et la suprastructure, au même titre que les zones de cisaillement de Baillestavy et de Casefabre (fig. 7.5.1). Dans les contextes lithologiques dominés par les schistes, il est difficile de définir précisément des zones de cisaillement, de par l’absence de variation minéralogique nette comme cela est observable dans les roches granitiques. Leur présence n’est alors décelable que par les réorientations de la schistosité qu’elles génèrent et les critères de cisaillement dans les veines de quartz (Arnaud et al., 2004).

La formation de ces zones de cisaillement tardives fragiles-ductiles C3t à l’endroit même des couloirs de cisaillement C3 a probablement été favorisée par la présence de ces structures pré-existantes. En effet, ces dernières constituent des zones d’hétérogénéité dans le massif rocheux qui peuvent être favorables à la localisation de la déformation. De même que dans le dôme du Canigou, un réseau de failles normales tardives, où sont injectées des veines de quartz, de même orientation est développé le long des principaux couloirs de cisaillement C3t (fig. 7.4.1). Le Bayon attribue ces failles à une phase tardive permienne (Laumonier et al., 2016).

La surimposition successive des zones de cisaillement tardives fragiles-ductiles et des failles permiennes à quartz sur les zones de cisaillement ductiles C3t souligne ainsi un continuum

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 125 Gaétan Link (2020) — Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) structural progressif au cours du trajet rétrograde. Ce continuum est notamment marqué par une localisation toujours plus intense de la déformation à l’échelle de la méga-structure du dôme du Canigou et du massif des Aspres, contemporain du refroidissement et de l’exhumation qui post- date le pic métamorphique HT/BP, à la transition Carbonifère-Permien.

6. Conclusion L’étude du champ de déformation fini du dôme du Canigou et du massif des Aspres a permis de définir les 3 principales phases de déformation successives du stade orogénique varisque, semblables à celles proposées par les études structurales précédentes. Les deux premières phases sont marquées par une déformation généralisée compressive. La troisième phase est la phase qui voit l’exhumation du cœur du dôme du Canigou, concomitante avec une déformation partitionnée le long de la ZCBOC entre une infrastructure en train de fluer et une suprastructure en compression. Cette phase se prolonge avec le développement d’une déformation localisée à grande échelle, matérialisée par un réseau anastomosé de zones de cisaillements d’extension régionale. La phase tardive de ce stade 3 est exprimée par une déformation de plus en plus localisée, concomitante avec le refroidissement de la suprastructure, qui forme des couloirs de cisaillement localisés qui connectent la suprastructure et l’infrastructure encore partiellement fondue. Ces couloirs forment un continuum structural entre une déformation d’abord ductile, puis de plus en plus fragile.

L’analyse structurale montre également une bonne continuité des structures varisques à travers l’ensemble du socle, ce qui confirme la faible influence de la tectonique alpine dans la structuration globale du massif, hormis l’activité du système de la faille de la Têt.

126 Figure 7.5.1. Bloc-diagramme synthétique de l'architecture structural du dôme du Canigou et du massif des Aspres.

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 8 – É volution métamorphique varisque du dôme du Canigou et du massif des Aspres 1. Introduction Le dôme du Canigou est l’une des zones où les parties les plus profondes de la croûte varisque pyrénéenne sont exhumées dans la Zone Axiale. Les massifs périphériques au nord-est (Aspres) et au sud-ouest (Puigmal) donnent accès aux niveaux de la croûte supérieure en continuité structurale directe avec le dôme, sans grande interférence des phases tectoniques post- varisques (cf. chapitre 7) (Cochelin, 2016). Cela permet d’avoir accès à une section représentative du gradient métamorphique varisque, depuis le faciès schistes verts de bas grade (~ 300 °C) jusqu’aux migmatites (> 650 °C), à travers la structure complète du dôme (fig. 8.1.1).

La zonation du métamorphisme HT-BP varisque MII, dans les méta-pélites du dôme du Canigou, est caractérisée par l’apparition progressive de la chlorite, de la biotite, de l’andalousite±cordiérite et de la sillimanite, puis par l’anatexie, depuis les massifs périphériques jusqu’au cœur de la mégastructure (fig. 8.1.1) (Guitard, 1970). Ces isogrades présentent un fort resserrement sur les flancs du dôme, à l’instar des autres dômes et massifs migmatitiques du

Figure 8.1.1. Carte de la zonation métamorphique dans les méta-sédiments du cœur du dôme du Canigou et du massif périphérique des Aspres, avec position des affleeurements et échantillons présentés dans l'étude pétrologique.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 129 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) socle varisque des Pyrénées (Agly, Arize, Aston, Roc de Frausa…). Elles suivent de façon sub- concordante l’enveloppe du dôme, marquée par la foliation régionale S2. Les conditions P-T du métamorphisme HT-BP sont estimées au cœur du dôme à 600-750 °C / 0,4-0,5 GPa (Gibson, 1991 ; Gibson & Bickle, 1994 ; Azambre & Guitard, 2001 ; Triboulet et al., 2005) et dans un intervalle de 500-630 °C / 0,3-0,4 GPa sur les bordures (Laumonier et al., 2010b ; de Hoÿm de Marien et al., 2019). Les trajets P-T proposés sont généralement des trajets horaires impliquant généralement un réchauffement sans hausse significative de pression (fig. 8.1.2). La hausse de température intervient même dans une tendance à l’exhumation. Triboulet et al. (2005) proposent un trajet anti-horaire caractérisé par une faible hausse de température et importante hausse de pression (fig. 8.1.2).

Les reliques d’un stade antérieur de métamorphisme barrovien MT-MP MI, retrouvées à proximité de Valmanya, dans la haute vallée de la Lentilla, ont été décrites par Azambre & Guitard (2001). Elles sont caractérisées par un assemblage à kyanite-staurolite. Les traces de ce premier événement métamorphique restent difficiles à déceler, car fortement surimposées et oblitérées par le métamorphisme HT-BP subséquent (Gibson, 1992). Les conditions P-T du métamorphisme barrovien sont estimées, au cœur du dôme, dans un intervalle de 500-600 °C et de 0,55-0,7 GPa (fig. 8.1.2) (Azambre & Guitard, 2001 ; Laumonier et al., 2010b ; de Hoÿm de

Figure 8.1.2. Synthèse des trajets P-T des métamorphismes barrovien (tiretés) et HT-BP (traits continus) varisques estimés au cœur et à la bordure du dôme du Canigou.

130 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Marien et al., 2019) et de 450-530 °C / 0,46-0,6 GPa à la périphérie sud du dôme, au Vall de Ribes (Ayora et al., 1993).

Un stade de rétromorphose MIII à chloritoïde-margarite, syn- à post-D3, est également signalé dans le cœur du dôme. Les conditions P-T de cet épisode ne sont pas contraintes, mais Guitard et al. (1998) le relie à un stade de refroidissement sous des conditions de pression de 0,5-0,6 GPa.

A contrario, l’évolution des conditions P-T du métamorphisme varisque dans le massif des Aspres est très mal contrainte. L’essentiel du massif est situé dans l’isograde de la chlorite du métamorphisme régional (fig. 8.1.1). Seule une petite bande, alignée au toit du chevauchement des Aspres, est située successivement dans l’isograde de la biotite, puis dans l’isograde de l’andalousite-cordiérite. Polizzi (1990) précise que l’événement métamorphique HT-BP MII est synchrone du stade de déformation D2, matérialisé par une schistosité de flux de plan axial. Il mentionne également que la zone de cisaillement de Baillestavy présente une paragenèse rétrograde, soulignant une activité contemporaine du stade de rétromorphose MIII.

Le métamorphisme est l’un des principaux processus évoqués dans la littérature pour expliquer l’émission de fluides et la mobilisation de l’or à travers la croûte. Par conséquent, il est indispensable de replacer la formation des veines aurifères dans l’évolution métamorphique, afin de contraindre le rôle du métamorphisme varisque dans la mobilisation des fluides et des métaux. L’étude pétrologique s’est principalement concentrée sur les méta-pélites du massif des Aspres, afin d’établir un trajet P-T de la croûte supérieure varisque qui sera ensuite comparé aux trajets P-T proposés dans la croûte moyenne varisque, au cœur du dôme du Canigou.

2. Méthodologie 2.a - Cartographie chimique quantitative par microsonde La cartographie chimique quantitative par microsonde est une méthode permettant de réaliser des cartes chimiques quantifiées d’une lame mince à partir d’analyses obtenues par microsonde électronique. Cette méthode est suffisamment efficiente pour permettre de réaliser des estimations P-T à partir d’une seule lame mince (De Andrade et al., 2006). La quantification des cartes RX obtenues par microsonde s’effectue par la mise en corrélation d’analyses ponctuelles quantitatives, utilisées comme standards, avec le signal RX correspondant pour chaque élément à l’échelle de la carte (e.g. Lanari et al., 2014a).

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 131 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Les analyses ont été réalisées à l’aide d’une microsonde électronique Cameca SXFive, à l’UMS 3623 – Centre de microcaractérisation Raimond Castaing, à Toulouse. La quantification des cartes RX (en %wt, puis formules structurales) et leur conversion en cartes P-T ont été réalisées à l’aide du programme MATLAB® XMapTools (Lanari et al., 2014a ; Lanari et al., 2018).

2.b - Spectroscopie Raman sur matière carbonée La spectroscopie Raman sur matière carbonée (Raman spectroscopy on carbonaceous material – RSCM) (Beyssac et al., 2002 ; Lahfid et al., 2010) est une approche géothermométrique permettant de mesurer la température maximale subie par une roche. Cette méthode est applicable sur un intervalle de températures de [200 – 650] °C, avec une précision à ± 25 °C du fait de la calibration analytique. Elle se base sur l’analyse spectroscopique par laser Raman de la matière carbonée présente dans les méta-sédiments, généralement sous forme de graphite ; la méthode est cependant inapplicable pour les roches magmatiques et ortho-dérivées. L’organisation cristallographique de la matière carbonée est thermo-dépendente ; avec la hausse de la température, la cristallinité de la matière carbonée augmente. Cette réaction de recristallisation étant irréversible, il est possible de préserver la température du pic thermique le plus élevé de l’histoire de la roche, même si des événements thermiques de moindre intensité surviennent ultérieurement (Beyssac et al., 2002). La méthode permet de déterminer les différents stades tectono-métamorphiques des orogènes récents du cycle alpin (Scharf et al., 2013), mais également de retrouver les valeurs de températures dans les socles des orogènes plus anciens sur lesquels se sont surimposées les événements alpins (Delchini et al., 2016).

Les analyses laser Raman ont été réalisées à la Direction des Laboratoires du BRGM, à Orléans. Elles furent obtenues à l’aide d’un laser Ranishaw inVia Reflex d’excitation 514,5 nm. Le faisceau du laser fut concentré sur l’échantillon de lame mince par le biais d’un microscope Leica DM2500 adapté au système d’émission du laser, avec une lentille de grossissement X100. La puissance du laser à la surface de l’échantillon fut d’environ 1 mW. La calibration de l’appareil et son contrôle ont été réalisés par Abdeltif Lahfid.

2.c - Theermobarométrie par calcul des équilibres de phases Les assemblages minéralogiques observés dans les roches métamorphiques sont le reflet des variations des conditions de pression (P), de température (T), et éventuellement de chimie (X), subies par les roches au cours de leur histoire. La thermobarométrie est l’approche

132 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque permettant d’estimer les conditions P-T subies par une roche. L’analyse de la chimie des minéraux constitutifs de la roche permet l’utilisation de géobaromètres et géothermomètres. Ces outils permettent d’estimer les conditions P-T de formation d’une phase minérale à partir de sa composition chimique et, dans certains cas, de son équilibre avec une autre phase. Leur utilisation se base sur l’hypothèse que les phases minérales observées représentent l’équilibre thermodynamique de l’événement métamorphique responsable de leur formation (dans la plupart des cas, il s’agit du pic thermique).

La thermobarométrie par pseudosection procède à l’inverse de la thermobarométrie classique dans le sens où les conditions P-T sont estimées en recherchant la gamme qui vérifie au mieux les compositions chimiques prédites par le modèle et observées dans les roches (Goncalves, 2014). Cette approche consiste à calculer, par minimisation de l’énergie libre de Gibbs, l’assemblage minéralogique à l’équilibre stable pour une composition chimique donnée, dans un champ P-T pré-défini. Par l’utilisation de logiciels comme Perple_X (Connolly & Pretini, 2002 ; Connolly, 2009) ou Theriak/Domino (De Capitani & Petrkakis, 2010), il est possible de modéliser les équilibres d’assemblages minéralogiques dans des systèmes chimiques complexes. Ce calcul prend en compte le nombre de constituants (k, les oxydes) et de phases du système (φ, les minéraux). Ces deux paramètres sont liés par la règle des phases (III.1) qui donne la variance V du système :

V =k−φ+2 (III.1)

Le calcul tient également compte que la plupart des minéraux sont des solutions solides entre plusieurs pôles purs. Cette procédure peut être précisée en incorporant des modèles de solution solide dans le logiciel, pour peu qu’ils soient compatibles avec le système modélisé et la base de données thermodynamiques utilisée.

La composition chimique utilisée est la chimie roche totale analysée sur un fragment de l’échantillon sur lequel la lame mince a été confectionnée. La teneur en H2O a été estimée à partir de la perte au feu. Les conditions P-T de l’événement métamorphique dont la paragenèse est le reflet sont estimées à partir de l’assemblage stable modélisé correspondant à celui qui a été observé en lame mince. Ces conditions peuvent être raffinées par l’utilisation d’isoplètes, courbes représentant la teneur d’un élément chimique au sein d’une solution solide. Leur usage

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 133 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) permet de retrouver la composition chimique modélisée correspondant à celle mesurée in-situ par EDS ou microsonde.

2.d - Tentative d’étude géochronologique Si le métamorphisme HT-BP varisque est temporellement bien contraint au cœur des dômes migmatitiques, cela est moins le cas dans la suprastructure. Par ailleurs, la foliation S3, principale fabrique planaire post-métamorphisme HT-BP de cette unité, ne dispose d’aucune contrainte géochronologique. Afin de contraindre la durée du rétro-métamorphisme et de la déformation associée, une étude géochronologique a été tentée sur les méta-pélites des Aspres.

La datation de monazites syn-métamorphiques n’a pu être concrétisée, du fait que ces phases sont en grande partie altérées en complexes à apatite-allanite-thorinite (fig. 8.2.1A). La datation U-Pb in-situ par LA-ICP-MS d’apatites synchrones de la foliation S3 (fig. 8.2.1B) a été tentée au laboratoire Géosciences Rennes, en collaboration avec Marc Poujol. Cependant, les résultats se sont avérés inexploitables, principalement en raison d’une trop forte teneur en plomb commun (207Pb/206Pb) dans les cristaux d’apatite, empêchant d’obtenir des âges significatifs (voir annexe III.3).

Figure 8.2.1. Images des phases observées et analysées vues en BSE. A : monazite déstabilisée en assemblage à apatite-allanite avec micro-inclusions de thorinite. B : apatite allongée le long d'un plan de foliation S3.

3. Analyse pétrologique 3.a - Zone à sillimanite – anatexie La zone anatectique du cœur du dôme du Canigou affleure particulièrement dans les gorges du Cady, à la base du laccolithe du leucogranite dit « profond » du Canigou. Elle constituée d’une alternance entre paragneiss migmatitiques, micaschistes migmatitiques et orthogneiss

134 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 8.3.1. Migmatites du cœur du Canigou. A : leucosomes concordants sur la foliation S2 du paragneiss migmatitique du Cady (aff. CAN1902). B : dyke d'aplite vertical collectant les jus migmatitiques syn-S2 (aff.

CAN1822). C : diatexite avec leucosomes injectés le long d'une zone de cisaillement C3b (aff. CAN1902). migmatitiques. Les micaschistes migmatitiques sont caractérisés par une large prédominance des leucosomes, ce qui les classe dans la catégorie des diatexites. Les mélanosomes sont essentiellement constitués de biotite et contiennent de la sillimanite. Les leucosomes alternent entre des leucosomes plissés par la foliation S2 et concordants sur la S2 (fig. 8.3.1A) et des leucosomes recoupant la S2 le long de plan axiaux de plis syn-foliaux P3 (fig. 8.3.1B). De nombreuses injections de leucogranite, à texture souvent aplitique, et de pegmatite sont présentes le long des plans de cisaillement verticaux C3b de direction N90-100° (fig. 8.3.1C ; fig. 8.3.2).

L’isograde de la sillimanite se confond avec celui de l’anatexie. L’échantillon CAN1827 (pic Joffre ; 42,532359 °N – 2,452320 °E) est un paragneiss constitué d’un assemblage minéralogique à qz-pl-bio-grt-sill. Ce micaschiste montre quelques rares leucosomes syn-foliaux qui soulignent que la roche avait atteint le début des conditions de la fusion partielle (fig. 8.3.1B). L’assemblage de haute température montre une très forte altération, caractérisée par la déstabilisation rétromorphique des silicates d’alumine en amas de micas blancs (fig. 8.3.3A) et

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 135 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.3.2. Coupe interprétative du cœur du dôme du Canigou avec la remontée de liquide migmatitique le long d'une zone de cisaillement ductile C3b. des grenats en amas de chlorites (fig. 8.3.3B & C), la chloritisation des biotites (fig. 8.3.3A) et la déstabilisation des plagioclases en muscovite (fig. 8.3.3D).

3.b - Zone à andalousite (CAN1831 & CAN1747) La zone à andalousite affleure au cœur du dôme du Canigou, dans la fenêtre de Balagt. L’échantillon CAN1831 (col des Voltes ; 42,546667 °N – 2,450087 °E) est un micaschiste présentant un premier assemblage minéralogique à qz-bio-phg-pl-and-grt (fig. 8.3.4A & B), rétromorphosé en un assemblage à qz-chl-ms-ab±ilm. La texture alterne entre lits à dominance de quartz-plagioclase et lits à dominance de biotite-phengite. Le micaschiste échantillonné étant situé à proximité d’un banc de marbre, quelques fragments de carbonates sont également présents dans la matrice (fig. 8.3.5A). Les andalousites sont altérées en amas de micas blancs et uniquement présentes en reliques au cœur de ces amas (fig. 8.3.4C).

136 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 8.3.3. Échantillon CAN1827. A : silicate d'alumine syn-S2 rétromorphosé. B : grenat rétromorphosé en amas de chlorite. C : grenat partiellement rétromorphosé en chlorite (vue en BSE). D : plagioclases allongés le long de la S2 et déstabilisés en micas blancs au contact avec les chlorites.

Les plagioclases sont présents sous forme d’amas allongés de plusieurs centaines de μm le long de la S2 (fig. 8.3.4D), mais également sous forme d’amas altérés disséminés dans l’ensemble de la roche (fig. 8.3.4B). Les plagioclases PlI, présents en reliques, montrent une zonation chimique avec un cœur de labradorite (XAn = 0,5-0,65) et une bordure d’andésine

(XAn = 0,35-0,5) (fig. 8.3.4B). Une seconde génération de plagioclases PlII de type oligoclase

(XAn = 0,10-0,25) se développe en surcroissance sur les PlI. Ces complexes à PlI-PlII sont fortement altérés, montrant un enrichissement en K, et déstabilisés en muscovite. Une albite Ab III

(XAn = 0,05) se développe en surcroissance coronitique autour des complexes de PlI-PlII altérés (fig. 8.3.4B & C).

Les grenats se développent sur d’anciens sites de plagioclases. Ils sont constitués d’un cristal principal sub-automorphe, lardé de multiples micro-inclusions, sur lequel se développe des surcroissances de grenat dépourvu de micro-inclusions (fig. 8.3.4F). Ils montrent également

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 137 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.3.4. Méta-pélite à and-grt de Balagt (CAN1829 & CAN1831). A & B : andalousite partiellement altérée avec auréole de biotite chloritisée. C : reliques d'andalousite (en rouge) altérée en micas blancs avec auréole de chlorite. D : assemblage rubané à quartz-plagioclase-biotite allongés le long de la foliation S 2. E & F : grenat avec inclusions de quartz, vu en LPNA (E) et BSE (F).

138 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 139 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.3.6. Cartes quantitatives en almandin XAlm (A), en grossulaire XGrs (B), en spessartine XSps (C) et en pyrope XPrp (D) d'un grenat partiellement rétromorphosé de la méta-pélite à and-grt de Balagt (CAN1731). E : variation des teneurs en XAlm, XSps, XGrs et XPrp le long du transect à travers le grenat.

← Figure 8.3.5. Cartographie quantitative par microsonde de plagioclases de la méta-pélites à and-grt de Balagt, autour d’un grenat partiellement rétromorphosé (CAN1731). A : : : : carte de phases. B : : : : carte de la teneur en albite XAb dans les plagioclases. C : :cartes : des difféérentes générations de plagioclase.

140 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque des inclusions de quartz, de plagioclase, de phengite et occasionnellement d’apatite. Les grenats sont déstabilisés en assemblage à chlorite-muscovite-ilménite manganésifère. Les grenats ne montrent pas de zonation chimique de croissance de type Rayleight bien marquée. Le cœur et le manteau des grenats sont relativement homogènes, d’une composition dominée par l’almandin (XAlm = 0,67), suivi par le spessartine (XSps = 0,15) et le grossulaire (XGrs = 0,11), puis le pyrope (XPrp = 0,07) (fig. 8.3.6). Le contact entre ce grenat et les inclusions, ainsi que la bordure, est marqué par un enrichissement en almandin et spessartine et un appauvrissement en grossulaire. Le contact entre le grenat et les chlorites est marqué par un très fort enrichissement en pyrope et un appauvrissement en almandin et spessartine.

La zone à andalousite est également présente à la bordure du dôme, au toit de l’orthogneiss du Canigou. L’échantillon CAN1747 (D13d, Valmanya ; 42,537587 °N – 2,529811 °E), situé au niveau de l’isograde de l’andalousite, est un micaschiste d’assemblage à qz-pl-and-bio-phg. Les andalousites sont allongées suivant le plan de la foliation principale S2 des schistes (fig. 8.3.7A). Elles sont fortement altérées en amas de micas blancs et quelques rares reliques préservées sont

Figure 8.3.7. Méta-pélite à andalousite de la bordure du dôme du Canigou (CAN1747). A : andalousites allongées le long de la foliation S2. B & C : andalousite rétromorphosée en amas de micas et bandes de zoïsites en remplacement des bandes à qz-pl-phg.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 141 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) détectables en BSE et EDS. Par ailleurs, de nombreuses zoïsites tardives se développent le long des bandes à qz-pl-bio-phg, recoupant les plans de foliation S2 (fig. 8.3.7B & C).

3.c - Zone à biotite (ASP1735) La zone à biotite forme une bande large de 2 km le long du chevauchement des Aspres (compartiment nord) et qui concerne l’ensemble du compartiment sud. L’échantillon ASP1735 (les Espinassets ; 42,541319 °N – 2,564522 °E) est un schiste à alternance entre niveaux à quartz et niveaux à plagioclase-muscovite (fig. 8.3.8A & B). De nombreux oxydes à Fe-Ti sont

également présents, allongés le long de la schistosité S2 et de la schistosité S3.

Les biotites sont peu préservées et en grande partie chloritisées. L’essentiel des chlorites se développe le long de la S2 et est plissé par la S3. Cependant, quelques petits cristaux se

Figure 8.3.8. Méta-pélite de la zone à biotite (ASP1735). A : alternances de lits de quartz et de plagioclase- muscovite plissés par la foliation S3. Cartographie quantitative par microsonde d’une zone représentative de la méta-pélite à qz-pl-ms-chl±ilm : : :  B : : : : vue en : BSE,carte C :: de phases, D : : : : carte quantitative de la teneur en albite XAb dans les plagioclases, soulignant les cœurs à albite AbI (rouge ovoïde), les bordures zonées à oligoclase PlII (bleu) et les albites tardives AbIII (rouge allongé le long du plan de cisaillement).

142 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

développent également le long des bandes à muscovite de la S3 (fig. 8.3.8C). Les plagioclases présentent un cœur albitique ovoïde AbI, plissé par la S3 (fig. 8.3.8D). Autour de ces cœurs, se développe une bordure d’oligoclase-andésine PlII (XAn = 0,25-0,37), également plissée par la S3.

D’autres cristaux d’albite AbIII sont allongés le long de la S3 (fig. 8.3.8D).

3.d - Zone à chlorite (ASP1810-ASP1729 & ASP1710) La zone à chlorite recouvre la majorité du massif des Aspres. Les échantillons ASP1729 (Puig Sobirà ; 42,570678 °N – 2,563608 °E) et ASP1810 (la Creu d’en Touron ; 42,551708 °N – 2,559499 °E) sont des méta-pélites à grains très fins (< 30 μm) et à dominance de quartz- muscovite. Elles présentent un rubanement millimétrique, alternant entre des lits clairs à quartz±plagioclase et des lits sombres à quartz-muscovite-chlorite±plagioclase. Ce rubanement, hérité du litage stratigraphique S0, est plissé isoclinalement par la foliation de flux de plan axial

S1-2, le long de laquelle se développent de nouvelles muscovites (fig. 8.3.9A & B et fig. 8.3.10A

Figure 8.3.9. Méta-pélites de la zone à chlorite des Aspres (ASP1810 & ASP1729). A & B : lits de quartz et de plagioclase-phengite plissés par la foliation de crénulation S3 à chlorite-muscovite. C & D : lits de quartz et de muscovite-plagioclase±chlorite plissés et cisaillés par la foliation de crénulation S3 et les bandes de cisaillement C3.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 143 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.3.10. Échantillon ASP1810. Cartographie quantitative par microsonde d'un assemblage minéralogique représentatif de la méta-pélite. A : vue en BSE. B : carte de phases. C : teneur en albite XAb des plagioclases. D : teneur en MgO (%) difféérenciant les chlorites (rouge), les muscovites chloritisée (jaune-blanc) et les muscovites (bleu).

144 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 8.3.11. Échantillon ASP1729. Zone de cisaillement C3 à muscovite recoupant les lits à quartz- plagioclase-chlorite. A : : : : vueen BSE, B : : : carte de phases.

& B). L’ensemble est recoupé par des plis de crénulation P3 et de petites bandes de cisaillement

C3 à muscovite±chlorite (fig. 8.3.9C & D et fig. 8.3.11).

Les plagioclases sont caractérisés par un cœur à albite pure, sur lequel se développe une surcroissance zonée d’albite-oligoclase (XAb = 0,95-0,7) (fig. 8.3.10C), montrant une

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 145 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

décroissance en Na du cœur vers la bordure. Une troisième génération d’albite AbIII est présente le long des plans de crénulation P3 et montre un allongement préférentiel le long de ces plans.

Elle est également présente en surcroissance sur les PlII (fig. 8.3.10C). Les muscovites montrent des évidences d’une chloritisation et une absence d’équilibre avec les chlorites, matérialisée par une perte de la teneur en K et une hausse de la teneur en Al et Fe (fig. 8.3.10D).

L’échantillon ASP1710 (prospect de Saint-Pons ; 42,604869 °N – 2,638731 °E) est une quartzite à grains fins (< 50 μm) (fig. 8.3.12), représentative des niveaux de quartzite qui caractérisent les formations d’Évol et de Jujols. Elle présente quelques grains de muscovite et de chlorite qui marquent la foliation principale. Les tailles de grains sont cependant trop petites pour Figure 8.3.12. Échantillon ASP1710. Quaartzite de permettre d’établir de relations d’équilibres Saint-Pons. claires entre les phases.

4. Estimation des conditions P-T 4.a - Theermométrie RSCM La thermométrie RSCM a été réalisée sur 16 échantillons de méta-pélites et de carbonates, suivant une coupe du cœur du dôme du Canigou jusqu’à la bordure orientale des Aspres en recoupant les différents isogrades du métamorphisme HT-BP. Les températures ont été calculées à partir de 10 à 24 spectres Raman pour chaque échantillon, pour un total de 428 spectres analysés. Pour chaque échantillon, la valeur de température représente la moyenne des températures dérivées des spectres, tandis que la marge d’erreur correspond à l’écart-type. À cela s’ajoute également la marge d’erreur de 25 °C inhérente à la calibration analytique. Elle n’est cependant pas représentée, du fait qu’elle est constante entre tous les points d’analyse.

Au cœur du dôme du Canigou, le pic thermique enregistré dans les micaschistes de Balagt est de 617 ± 20 °C – 627 ± 11 °C (fig. 8.4.1 & tab. 8.1). Ces valeurs sont cohérentes avec les paragenèses du pic du métamorphisme HT-BP décrites dans la littérature et observées sur le terrain. De plus, l’échantillon à 617 ± 20 °C se situe au niveau du front de fusion du cœur anatec-

146 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Échantillon Zone métam. Lithologie Nbre. spectres Tmoyenne (°C) Écart-type LH21 Andalousite Méta-pélite 17 617 20 PRA53a Andalousite Méta-pélite 11 627 11 CAN1747 Andalousite-Biotite Méta-pélite 22 533 27 CAN1806 Biotite Marbre 8 532 38 ASP1811 Biotite Méta-pélite 14 550 37 ASP1810 Chlorite-Biotite Méta-pélite 15 547 29 ASP1803 Chlorite Méta-pélite 23 476 21 ASP1729 Chlorite Méta-pélite 11 511 31 ASP1821 Chlorite Schiste noir 24 448 15 ASP1812 Chlorite Méta-pélite 22 479 34 ASP1841 Chlorite Méta-pélite 15 407 12 ASP1870 Chlorite Méta-pélite 19 413 11 ASP1871 Chlorite Méta-pélite 15 415 10 ASP1873 Chlorite Méta-pélite 22 419 12 ASP1708 Chlorite Quartzite 10 361 17 ASP1874 Chlorite Méta-pélite 17 388 24

Tableau 8.1. Échantillons analysés par géothermométrie RSCM avec leur nombre de spectres analysés, la température moyenne et l'écart-type.

Figure 8.4.1. Carte de la zonation métamorphique du dôme du Canigou et du massif des Aspres et des températures maximales obtenues par RSCM.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 147 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.4.2. A : températures maximales dérivées des données RSCM vues en coupe du cœur du dôme du Canigou vers le massif des Aspres. Les valeurs de température correspondent à la moyenne des valeurs dérivées et les marges d'erreurs à l'écart-type. B : coupe interprétée des isothermes interpolés des valeurs thermométriques RSCM.

-tique du dôme, ce qui indique que la fusion des micaschistes a débutée vers 620 °C. Une grande partie de la bordure du dôme étant constituée de l’orthogneiss du Canigou, aucune donnée thermique n’a pu y être enregistrée. Les méta-pélites et carbonates de la base de la série de Canaveilles enregistrent un pic thermique de 533 ± 27 °C – 532 ± 38 °C (fig. 8.4.1 & tab. 8.1).

Les méta-pélites des formations de Cabrils et d’Évol soulignent également une décroissance de la température selon un axe SO-NE, suivant l’enveloppe du dôme et la direction de la foliation S0-1-2 (fig. 8.4.1). Le gradient de température moyen est estimé à 40 °C/km. La courbe de décroissance forme une parabole, avant d’atteindre un plateau d’une valeur d’environ 415 ± 10 °C au nord de l’axe Glorianes-Serrabona (fig. 8.4.2A). Ce plateau recoupe les plans axiaux des plis P1 (fig. 8.4.2B), soulignant que le pic thermique est bien postérieur au stade de

148 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

déformation D1. Un pic thermique à 479 ± 34 °C a été mesuré au niveau de Serrabona. Dans la partie centre-est du massif, les températures obtenues sont inférieures à 400 °C (fig. 8.4.1).

4.b - Theermobarométrie rsu chlorites et phengites Les calculs d’équilibre de chlorites-phengites ont été effectués à l’aide de valeurs de compositions, calculées et extraites à partir des cartes chimiques quantitatives par microsonde, sur les échantillons ASP1729 et ASP1810. Le calcul et l’extraction des compositions de chlorite et de phengite ont été réalisés à partir des cartes chimiques quantitatives avec le programme XMapTools. Les calculs d’équilibre chl-phg ont été réalisés par Jérôme Ganne au laboratoire GET, à Toulouse. Ces calculs ont été réalisés à l’aide du logiciel Matlab®, en utilisant le modèle thermodynamique de phengites de Dubacq et al. (2010). Ce modèle tient notamment compte de la teneur en eau interfoliaire, thermo-dépendante, des micas dioctaédriques. Les conditions P-T ont été estimées pour des paragenèses à qz-chl-phg-H2O en utilisant les données thermodynamiques de 5 pôles purs de chlorite (amésite ferreuse, amésite magnésienne, clinochlore, daphnite et sudoite) et de 6 pôles purs de phengite (muscovite, pyrophyllite, pyrophyllite hydratée, céladonite ferreuse, céladonite magnésienne et phlogopite). Les phengites sont globalement proches du pôle pur muscovite (> 0,8 Ms), tandis que les chlorites montrent de fortes variabilités, de 0,5 Am-0,5 Clin+Daph à 0,3 Am-0,5 Clin+Daph-0,2 Sud. Parmi les 359 réactions d’équilibres modélisées, 7 sont indépendantes. Les conditions P-T

3+ d’équilibre entre les phases chl-phg-qz, la teneur en Fe des chlorites et la teneur en H2O des phengites ont été calculées afin de minimiser l’énergie libre de Gibbs pour ces 7 réactions :

(1) 1 Sud + 15 Qz + 10 Fe-Cel + 2 Mg-Am ¡ 4 Prl + 10 Mg-Cel + 2 Daph

(2) 6 MgCel + 7 Qz + 4 Fe-Am + 4 H2O ¡ 6 Fe-Cel + 3 Sud + 2 Daph

(3) 5 Mg-Am + 4 Daph ¡ 5 Fe-Am + 4 Clin

(4) 4 Qz + 5 Fe-Am + 3 Mg-Am + 8 H2O ¡ 4 Daph + 6 Sud

(5) 2 Sud + 4 Qz + 4 Daph + 4 Ms ¡ 2 PrlH + 4 Mg-Cel + 5 Fe-Am

(6) 1 Prl + 1 H2O ¡ 1 PrlH

(7) 11 Qz + 2 Ms + 1 Phl + 2 H2O ¡ 3 Mg-Cel + 2 Prl

L’énergie libre de Gibbs calculée pour ces 7 réactions indépendantes est supérieure à 2,4 kJ dans tous les cas. Ces résultats signifient qu’il n’existe pas d’équilibre entre les chlorites et les phengites pour les deux échantillons. Par conséquent, il n’est pas possible de proposer de valeur

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 149 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

P-T précise à partir de cette méthode. En revanche, ces calculs ont permis de déterminer que les chlorites et les phengites étaient à l’équilibre indépendamment. Les calculs de multi-équilibre qz- phg-H2O montrent des conditions d’équilibre de 300-350 °C / < 0,5 GPa pour l’échantillon ASP1810 et de 300-350 °C / < 0,4 GPa pour l’échantillon ASP1729 (fig. 8.4.3). Les calculs de multi-équilibre qz-chl-H2O révèlent une température d’équilibre de 300 ± 60 °C pour les deux échantillons.

Figure 8.4.3. Conditions P-T d'équilibre des phengites obtenues par calculs multi- équilibres dans le système qz-phg-H2O pour les échantillons ASP1810 (A) et ASP1729 (B). Chaque ligne bleu représente une composition de phengite extraite des cartes quantitatives microsonde à difféérents taux hydratationd' (points violets) (entre 0,1 et 0,99 pour les conditions < 360 °C)).

150 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Afin de préciser et de confirmer les conditions P-T obtenues par les calculs d’équilibre chlorite-phengite, une étude géobarométrique sur phengites et une étude géothermométrique sur chlorite ont été réalisés à partir des cartes chimiques quantitatives obtenues par microsonde sur les échantillons ASP1729 et ASP1810. Les valeurs de pression ont été obtenues à partir des proportions en Si4+ dans les phengites, en utilisant le modèle de Massonne & Schreyer (1987). Le calcul a été réalisé pour une température de 400 °C, estimée à partir de l’analyse de l’équilibre des phengites. Les valeurs de température sur chlorite ont été obtenues en utilisant le modèle de formule structurale de chlorite de Lanari et al. (2014b). Sur la base des calculs multi-équilibres

3+ qz-phg-H2O (fig. 8.4.3), la proportion en Fe dans la composition totale en Fe des chlorites a été estimée à 30 % dans l’échantillon ASP1729 et à 45 % dans l’échantillon ASP1810.

La distribution des analyses quantitatives sur les muscovites et les chlorites suit une loi normale, selon une courbe de Gauss. Cependant, la grande variabilité des analyses, en raison de la taille très réduite des grains, généralement inférieure à 10 μm, et des effets de bords qu’ils génèrent, ainsi que de leur déséquilibre chimique, induit une dispersion de la distribution. Cela augmente de fait très nettement la marge d’erreur des estimations de température et de pression. Ainsi, pour l’échantillon ASP1729, le géobaromètre phengite indique des conditions de pression de 0,25 ± 0,2 GPa (fig. 8.4.4A), tandis que le géothermomètre chlorite montre des conditions de température de cristallisation de 190 ± 150 °C (fig. 8.4.4C). Pour l’échantillon ASP1810, les conditions de pression de cristallisation des phengites sont estimées à 0,175 ± 0,2 GPa (fig. 8.4.4B), tandis que les conditions de température des chlorites sont de 225 ± 100 °C (fig. 8.4.4D). Pour cette dernière, la légère traîne vers la gauche de la gaussienne suggère la présence probable d’une autre génération de chlorite avec une température de cristallisation d’environ 130 ± 70 °C. En résumé, les estimations barométriques confirment bien que les conditions de pression de formation des phengites pour les deux échantillons sont inférieures à 0,35 GPa, ce qui correspond à des conditions de croûte supérieure (< 10 km).

4.c - Pseudosections Les pseudosections ont été réalisées pour 2 échantillons de méta-pélites respectivement représentatifs des conditions de la transition chlorite-biotite (ASP1810) et de l’isograde de l’andalousite (CAN1749) du métamorphisme HT/BP. L’ensemble des pseudosections a été réalisé à l’aide du logiciel Perple_X en utilisant la base de données thermodynamiques hp02ver (Holland & Powell, 1998). Les pseudosections ont été calculées dans le système NaCaKFMASH

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 151 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.4.4. Diagrammes d'estimation des conditions de pression à partir du nombre de Si4+ dans les phengites pour ASP1729 (A) et ASP1810 (B). Diagramme d'estimation des températures de cristallisation des chlorites pour ASP1729 (C) et ASP1810 (D). pour les deux échantillons. Ces derniers étant parmi ceux utilisés dans le cadre de la géothermométrie RSCM, les valeurs de température maximales obtenues par cette méthode, avec leur marge d’erreur, ont été replacées sur les pseudosections.

152 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO MnO CaO Na2O K2O TiO2 P2O3 LOI Total Ech. (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) (%) ASP1810 53,29 22,89 8,07 2,85 0,05 1,08 1,88 3,91 0,29 - 5,69 100,00 CAN1749 58,80 18,20 6,98 3,13 0,06 1,33 2,09 3,08 0,92 0,19 4,03 98,81

Tableau 8.2. Compositions roche totale (CAN1749) et locale (ASP1810) des échantillons utilisés pour le calcul des pseudosections.

La pseudosection de l’échantillon ASP1810 a été calculée à partir de la composition locale extraite de la carte chimique quantitative par microsonde (fig. 8.3.10). La perte au feu a été déduite par la différence entre le total de la composition locale (94,31 %) et le total théorique

(100 %) (tab. 8.2). Sur l’ensemble du champ P-T, le système est saturé en H2O. L’assemblage du pic métamorphique HT/BP à qz-chl-pl-phg est stable pour des conditions P-T de 493-555 °C / 0,15-0,55 GPa (fig. 8.4.5). Les plagioclases ont la même composition que celle mesurée par microsonde dans la lame mince. L’échantillon ASP1810 étant situé à proximité de l’isograde de l’andalousite (fig. 8.1.1), il est possible de faire l’hypothèse que les conditions de pression du pic n’excèdent pas celles de la stabilité de l’andalousite. Ainsi, la gamme de pression de l’assemblage stable du pic métamorphique peut-être ramenée à 0,15-0,32 GPa (fig. 8.4.5).

Figure 8.4.5. (A) Pseudosection pour la composition de l'échantillon ASP1810 dans le système NaCaKFMASH montrant le champ d'équilibre de l'assemblage minéralogique qz-chl-pl-phg du pic HT/BP  le champ orangé correspond aux conditions de températures estimées par RSCM. (B) le champ ocre correspond au champ d'équilibre P-T de l'assemblage à qz-chl-pl-phg du pic HT/BP et le champ vert au champ d'équilibre P-T de l'assemblage rétrograde hypothétique à qz-chl-ab-phg-pa-zo  la flèèche grise montre le trajet rétrograde proposé. Les isoplètes de XAn dans les plagioclases sont en bleu et les isoplètes de la quantité de Si4+ dans les phengites sont en noir.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 153 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

L’assemblage minéralogique rétrograde à qz-chl-ab-phg-pa-zo/cz est stable pour des conditions P-T de 270-400 °C / > 0,16 GPa. Le nombre de Si4+ dans les phengites obtenu par les cartes quantitatives microsonde, essentiellement compris entre 3,06 et 3,12, permet de raffiner la gamme des valeurs de pression entre 0,16 et 0,45 GPa. Les conditions P-T estimées à partir de la pseudosection sont cohérentes avec l’analyse thermobarométrique réalisée sur les chlorites et les phengites (cf. chapitre 8.4.b). Bien que la pseudosection prédise également de la paragonite et de la zoïsite/clinozoïsite dans l’assemblage rétrograde stable, ces phases présentent un pourcentage volumique relativement faible (< 5 % vol).

La pseudosection calculée à partir de la composition roche totale de CAN1749 (tab. 8.2) montre des conditions P-T d’équilibre de l’assemblage stable du pic métamorphique HT/BP à qz- pl-bio-phg-and-crd de 530-600 °C / 0,2-0,28 GPa (fig. 8.4.6). Ces conditions sont cohérentes avec les conditions de températures mesurées par RSCM (533 ± 52 °C), ce qui permet de raffiner les conditions P-T du champ d’équilibre à 530-585 °C / 0,2-0,27 GPa. La pseudosection souligne

également que ce champ d’équilibre se situe dans des conditions de saturation en H2O. La zoïsite est stable à partir de 400-450 °C.

Figure 8.4.6. Pseudosection calculée dans le système NaCaKFMASH pour la composition de l'échantillon CAN1749. Le champ d'équilibre P-T de l'assemblage minéralogique à qz-bio-pl- phg-crd-and du pic HT/BP est en gras. Le champ orange correspond aux conditions de températures estimées par RSCM.

154 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

5. Discussion 5.a – Trajets P-T-d du dôme du Canigou et du massif des Aspres Les méta-pélites du massif des Aspres disposent de peu de marqueurs minéralogiques préservés du métamorphisme HT-BP. Le cœur albitique AbI est interprété comme une relique d’un plagioclase détritique ou bien synchrone du métamorphisme barrovien MI. La zonation à albite-oligoclase PlII souligne une cristallisation pendant une élévation de la température sous des conditions de moyenne température. De plus, la composition de ces plagioclases modélisée par pseudosection correspondant à celle mesurée dans les plagioclases des méta-pélites, cela montre des conditions P-T d’équilibre identique aux conditions du pic thermique varisque mesuré par RSCM.

Les traces du rétro-métamorphisme se manifestent très largement dans l’ensemble du dôme du Canigou et du massif de Aspres. L’étude thermobarométrique des méta-pélites de la bordure du dôme du Canigou et du massif des Aspres souligne un refroidissement sub-isobarique selon un trajet horaire (fig. 8.5.1). Ce refroidissement serait intervenu sous des conditions de pression entre 0,2 et 0,3 GPa, soit les conditions de la base de la croûte supérieure (7-10 km). Ces résultats concordent avec ceux de De Hoÿm de Marien et al. (2019), qui proposent un réchauffement sub-isobarique à la bordure du dôme du Canigou lors de l’événement métamorphique MII HT/BP. Les conditions de température situées entre 200 °C et 300 °C, enregistrées par les chlorites rétromorphiques du massif des Aspres, pourraient correspondre aux conditions de retour à l’équilibre thermique de la croûte supérieure. Cet épisode interviendrait au cours du stade de déformation D3 en continuum probable avec le stade de déformation D2, ce qui témoignerait alors d’un refroidissement très rapide de la croûte supérieure, probablement en quelques Ma.

Les migmatites concordantes sur la foliation S2 au cœur du dôme du Canigou indiquent que la fusion partielle de la croûte moyenne s’est amorcée au cours du fluage horizontal de cette dernière. Au cours de l’événement D3, marqué par l’exhumation du cœur du dôme du Canigou et le développement de zones de cisaillement verticales C3 qui traversent la suprastructure et l’infrastructure, la croûte supérieure du massif des Aspres se refroidit très rapidement, tandis que les conditions de haute température et de fusion partielle persistent dans la croûte moyenne. La persistance de la fusion partielle dans l’infrastructure au cours de la D3, pendant et après le doming du Canigou, est marquée par l’injection de leucogranites dérivés des jus migmatitiques

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 155 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 8.5.1. Trajets P-T-d au cours de l'évolution métamorphique varisque proposés pour le massif des Aspres, la bordure du dôme du Canigou et le cœur du dôme du Canigou. Les conditions P-T du stade M I et du stade MII de la bordure du dôme sont dérivées de de Hoÿm de Marien et al (2019) et les conditions du stade MII au cœur du Canigou sont dérivées de Gibson (1991) et Gibson & Bickle (1994).

dans les zones de cisaillement ductiles verticales C3b, mais également par le fait que l’isograde de la sillimanite, confondu avec celui de l’anatexie, recoupe la structure de l’enveloppe du dôme (Guitard et al., 1998). Par conséquent, l’enregistrement de conditions de pression semblables lors de l’événement HT/BP MII à la bordure du dôme et dans le massif des Aspres pourrait être expliquée par le fait que la paragenèse du pic thermique à la bordure du dôme soit contemporaine de son exhumation. Cette dernière se serait effectuée au même niveau structural que celui où se situait le massif des Aspres, à des profondeurs d’environ 7-10 km.

5.b - Positions des niveaux structuraux et gradient géothermique de la croûte varisque pyrénéenne La coupe à travers le massif des Aspres et le dôme du Canigou offre un aperçu des différents niveaux structuraux de la croûte varisque. À partir des épaisseurs connues des unités lithostratigraphiques et des estimations thermobarométriques réalisées, il est possible de reproduire la position des différentes unités structurales avant l’exhumation et ainsi proposer un modèle de gradient géothermique pour la croûte varisque pyrénéenne (fig. 8.5.2).

156 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 8.5.2. Modèle du gradient géothermique de la croûte supérieure et de la croûte moyenne varisques lors du pic métamorphique HT/BP et position des difféérentes zones métamorphiques avant l'exhumation au cours du stade D3.

La transition suprastructure-infrastructure, qui correspond à l’isograde de l’andalousite (CAN1749) et au toit de l’orthogneiss du Canigou, se situe à environ 0,3 GPa (~ 9-10 km), ce qui équivaut également au passage entre la croûte supérieure et la croûte moyenne. L’épaisseur totale de la série de l’Édiacarien-Cambrien (groupes de Canaveilles et de Jujols) est estimée à 5 km (Laumonier et al., 2010a). Cela suppose que le prospect de Saint-Pons (ASP1710) devait se situer à une profondeur d’environ 4-5 km, pour des conditions de température d’environ 360 °C. Par conséquent, le gradient géothermique moyen sur les 6 premiers kilomètres de croûte est estimé à 60 °C/km. Ce gradient montre une inflexion à la base de la suprastructure, pour atteindre une valeur moyenne de 20 °C/km entre 10 et 13 km de profondeur. Cette dernière valeur de profondeur

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 157 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) correspond à celle de l’isograde de la sillimanite et du début de l’anatexie (CAN1827), sous des conditions de température d’environ 620 °C. Les estimations P-T réalisées par Gibson (1991) indiquent que le cœur migmatitique était soumis à des conditions de 725 °C / 0,5 GPa (~ 15 km). Cette hausse apparente du gradient géothermique (20 °C/km ¡ 50 °C/km) au niveau du front de fusion peut souligner une stratification thermique de la croûte anatectique par tamponnage thermique (Schorn et al., 2018).

5.c - Enregistrement des conditions P-T du métamorphisme par les marqueurs minéralogiques Les schistes édiacaro-cambriens du massif des Aspres, dérivés de méta-pélites quartzeuses et de grès, présentent un net déficit en aluminium. Cela se traduit par un champ d’équilibre des silicates d’alumine confiné aux conditions de température > 500 °C. La position cartographique des isogrades d’apparition de la biotite et de l’andalousite, ainsi que les températures modélisées par pseudosection (respectivement ~ 500 °C et ~ 550 °C), se corrèlent bien avec la position cartographique des isothermes définis à partir des analyses RSCM.

De nombreux auteurs ont démontrés que les minéraux marqueurs du métamorphisme reflètent les conditions P-T-X du système. Une composition chimique défavorable à la stabilisation de phases minérales peut amener à réduire considérablement leur champ d’équilibre P-T. Ces résultats montrent que le resserrement apparent des isogrades du métamorphisme HT- BP sur le flanc du dôme du Canigou est la conséquence de l’apparition des phases métamorphiques dans une gamme de température réduite (50 °C), due à la chimie du protolithe, sous-saturé en aluminium. Ainsi, le resserrement des isogrades du métamorphisme HT-BP ne reflète pas une hausse du gradient thermique au passage de la transition entre la suprastructure et l’infrastructure. Au contraire, ce dernier semble même se réduire progressivement en se dirigeant vers le cœur du dôme, passant de 60 °C/km, dans la suprastructure, à 20 °C/km, dans l’infrastructure (fig. 8.5.2).

L’absence de décalage important des isothermes, déduits des mesures RSCM, de part et d’autre du chevauchement alpin des Aspres confirme le faible décalage vertical probable de cet accident. Cochelin et al. (2018) ont en effet soulignés que seules les failles alpines présentant des décalages verticaux pluri-kilométriques sont susceptibles de modifier la position des isothermes varisques. L’apparition localisée de l’andalousite sur le compartiment supérieur du chevauchement des Aspres est régulièrement présentée comme une preuve d’un décalage pluri-

158 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque kilométrique de la faille (Polizzi, 1990 ; Laumonier et al., 2010a). Cependant, cette bande de la zone à andalousite correspond également aux méta-pélites affectées par la zone de cisaillement tardi-varisque de Baillestavy (ZCB). La circulation canalisée de fluides syn-déformation le long des zones de cisaillement induit en effet un fort métasomatisme qui amène à d’importants changements minéralogiques et chimiques dans la roche (Selverstone et al., 1991 ; Oliot et al., 2010 ; Link, 2016). Cela peut notamment rendre les roches plus alumineuses, favorisant la stabilité des silicates d’alumine. Cependant, les mesures RSCM soulignent aussi une hausse localisée apparente de la température le long de la ZCB, dans le champ P-T de stabilité de l’andalousite. Bien qu’il soit difficile de trancher entre ces deux paramètres, qui ont pu agir de concert, il reste qu’ils sont l’un et l’autre reliés aux processus tectono-métamorphiques varisques.

5.d - Production et circulation de fluuides pendant le métamorphisme varisque L’importante cristallisation de phases hydratées (chlorite, muscovite…), synchrones du développement de la foliation et de la schistosité S3, souligne une phase de rétro-métamorphisme

MIII en présence d’une quantité importante de fluides aqueux. Cette phase intervient à l’échelle de la croûte supérieure et moyenne, l’ensemble des paragenèses de HT/BP du dôme du Canigou et du massif des Aspres étant affecté par cette rétromorphose. Cependant, la meilleure préservation des phases HT/BP dans les micaschistes de la zone à andalousite, comparée à celle dans les micaschistes et paragneiss de la zone à sillimanite-anatexie, souligne une hétérogénéité de la quantité de fluides disponible dans la croûte. La fusion partielle prolongée des méta- sédiments du cœur du dôme a notamment pu être une source supplémentaire de fluides.

Les modélisations des équilibres de phases des méta-pélites des Aspres soulignent une saturation du système en H2O au-delà de 400-450 °C. Les mesures thermométriques sur chlorites dans les micaschistes de Balagt indiquent également une chloritisation des biotites aux alentours de 450 °C. En outre, les modélisations par pseudosection indiquent que la base de la croûte supérieure et la croûte moyenne varisques étaient nettement saturées en H2O lors du pic HT/BP et au cours des premiers stades du refroidissement. À cela peut se rajouter du CO2, issu de la décarbonatation des niveaux de marbres de la base de la formation de Canaveilles, soumis à des températures dépassant les 500 °C. Il est probable que ces fluides aient pu être accumulés dans l’infrastructure (croûte moyenne) et à la base de la suprastructure (croûte supérieure) dans un premier temps. Par la suite, ces fluides ont pu remonter vers la suprastructure par une circulation

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 159 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

d’abord pervasive, par le biais des plans de schistosité S3, puis canalisée le long des bandes de cisaillements C3.

A contrario, l’absence d’une foliation verticale S3 pénétrative dans l’infrastructure a pu faire que les fluides disponibles lors de la rétromorphose soient uniquement produits in-situ lors des processus de dévolatilisation. Autran et al. (1970) suggéraient que l’émission d’eau dans la zone à andalousite restait très limitée, mais était beaucoup plus prononcée dans la zone à sillimanite. Du fait de la fusion partielle prolongée des méta-sédiments, il est probable que la zone à sillimanite disposait d’un plus grand réservoir de fluides que la zone à andalousite, entraînant une rétromorphose subséquente plus importante. Pour autant, en l’absence de structures perméables favorables les connectant, l’échange de fluides entre ces deux réservoirs n’aurait pas eu lieu.

6. Conclusion L’étude pétrologique des méta-pélites du massif des Aspres, couplant analyse des assemblages minéralogiques et thermométrie par RSCM, montre que la croûte supérieure varisque fut affectée par le métamorphisme HT/BP varisque syn-D2 sous des conditions de moyenne température (400-500 °C), par échauffement isobarique. Le pic thermique serait cependant très limité dans le temps et aurait rapidement été suivi d’une phase de refroidissement isobarique pendant le stade de déformation D3, accompagnée d’une forte rétromorphose des paragenèses HT/BP. Ce rétro-métamorphisme fut induit par une vaste circulation pervasive de fluides métamorphiques, produits lors du pic thermique à la base de la croûte supérieure et dans la croûte moyenne.

La croûte moyenne montre les traces d’un pic métamorphique HT/BP, notamment caractérisé par la fusion partielle des roches méta-sédimentaires au cours des stades de déformation D2 et D3. La croûte moyenne a ainsi pu être une source continue de fluides métamorphiques sur plusieurs Ma. Ces fluides ont pu circuler vers la surface et atteindre la croûte supérieure par le biais des cisaillements C3.

La dualité au cours du stade D3, entre une suprastructure en refroidissement et une infrastructure toujours en cours de réchauffement, souligne la présence d’un flux thermique anormalement élevé à la base d’une croûte non-épaissie. Ce flux était suffisant pour réchauffer épisodiquement la croûte supérieure, tout en maintenant la croûte moyenne sous des conditions

160 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

HT pendant plusieurs Ma. L’origine de ce flux thermique anormal en base de croûte est probablement la remontée du manteau asthénosphérique au cours de la phase tardi-orogénique varisque.

Il apparaît que les mesures thermométriques par RSCM sont un très bon moyen d’obtenir les conditions thermiques du pic métamorphique varisque, en dépit de paragenèses peu favorables à l’application de la pétrologie classique. Cependant, la contrainte en pression reste très difficile à obtenir, en raison de la forte réactivité des phyllosilicates au cours du rétro- métamorphisme et de la taille très réduite des grains des méta-pélites, ce qui ne permet pas de récupérer des compositions chimiques représentatives des conditions d’équilibre de ces paragenèses.

Partie III – Évolution tectono-métamorphique du massif du Canigou 161 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

162 Partie IV ― Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres ―

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 9 – Structure et pétrologie des minéralisations aurifères de Glorianes-Serrabona 1. Introduction 1.a - État des sites visités et cibles d’études Le district du Canigou et des Aspres contient trois principales zones de concentration de minéralisations aurifères (fig. 9.1.1) : • le prospect du Puig dels Moros, situé le long de la zone de cisaillement de Baillestavy, avec l’indice annexe du Pont de Fer ; • l’ancien site minier de Glorianes et sa prolongation orientale du prospect de Serrabona ; • le prospect de Saint-Pons.

Au cœur du massif du Canigou, un indice aurifère de nature inconnue, situé au lieu-dit « El Mener de l’Or » (aff. CAN1823 ; 42,527456 °N – 2,470060 °E) sur le flanc nord de la crête du Barbet, est référencé dans la BSS. Selon la tradition orale locale, il s’agirait d’une ancienne exploitation aurifère romaine. Une visite sur le site, constitué d’une petite tranchée traversant un banc de marbre dolomitique (fig. 9.1.2A), n’a pas permis de confirmer la nature aurifère de cet indice. Le banc de marbre, largement altéré et brèchifié, est traversé par une veine de calcite plissée (fig. 9.1.2B) au contact de laquelle se développent de nombreux oxydes de fer (fig. 9.1.2C). Une veine d’ankérite et plusieurs veinules de chlorites ont également été observées. L’ensemble des caractéristiques lithologiques et structurales se rapproche davantage de celles des nombreux indices ferrifères localisés dans les niveaux de marbre ceinturant l’orthogneiss du Canigou. Il est par conséquent plus probable que l’indice « El Mener de l’Or » soit ferrifère et non aurifère, mais des analyses pétrologiques et géochimiques plus approfondies seraient nécessaires pour le confirmer.

Au sein du prospect du Puig dels Moros, seul l’indice le plus occidental, le filon Norette, situé en bordure du Llec au sud-ouest du village d’Estoher, a pu être visité ; les autres indices référencés par Polizzi (1990) étant très difficiles d’accès et leur localisation incertaine. Le site contient une petite galerie descendante à l’entrée de laquelle une petite veine à quartz- arsénopyrite a été observée. En prolongation vers le sud-est de l’ensemble d’indices constituant le prospect du Puig dels

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 165 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) Canigou et des Aspres. Canigou aurifères des massifs du aurifères des massifs Figure 9.1.1. Positions des indices arséno- des indices 9.1.1.Figure Positions

166 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 9.1.2. Site de l’indice supposé aurifère d’El Mener de l’Or. (A) vue d’ensemble de l’indice, sur le flaanc Nord de la crête du Barbet (en haut à gauche), avec le pic du Canigou à l’arrière-plan ; ; ; / (B) veine de calcite plissée recoupant le banc de marbre dolomitique d’El Mener de l’Or ; ; ; / (C) calciteutomorphe a et oxydes de fer au contact calcite-marbre.

Moros, l’indice du Pont de Fer (aff. ASP1722 ; 42,558236 °N – 2,533145 °E), situé en bord de route à 1 km au sud-est du village de Baillestavy, a également été retrouvé. Cet indice est constitué de deux à trois lentilles de quartz à pyrite de puissance métrique, présentant une bande d’arsénopyrite, altérée en arséniures, à leur éponte avec l’encaissant schisteux (fig. 9.1.3A & B).

L’ancien site minier de Glorianes, situé entre les villages de Joch et de Glorianes, est constitué d’un réseau de 1 700 m de galeries et de travers-bancs et de 650 m de décapages et tranchées (fig. 9.1.4). Le site se situe sur la partie sommitale d’une crête d’orientation N-S qui court depuis le sommet du Santa Anna dels Quatre Termes jusqu’à la plaine de la Têt. Le réseau de galeries et de tranchées se déploie sur les deux versants de la montagne : le versant de Saint- Estève (SE), à l’ouest, et le versant Fouchas (F), à l’est (fig. 9.1.4 & 9.1.5A & B). Les galeries, travers-bancs et tranchées sont répartis sur plusieurs niveaux, à des altitudes variant entre 650 et

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 167 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.1.3. Indice du Pont de Fer. (A) veine à quartz-arsénopyrite / (B) veine à quartz avec arsénopyrite massive altérée sur l'éponte supérieure (Photo ; ; ; 7 Eric Gloaguen, non-CC).

800 m NGF. L’essentiel des infrastructures se localise entre 750 et 800 m NGF avec trois niveaux principaux de galeries : 750, 780 et 800 (fig. 9.1.4). Ces niveaux, rarement connectés entre eux, suivent 3 corps filoniens (CF) sub-verticaux d’orientation moyenne N100° (fig. 9.1.5A & B). Les galeries et les travers-bancs sont généralement creusés horizontalement ou sont très peu inclinés (fig. 9.1.4). En surface, de nombreuses tranchées et décapages préliminaires ont été creusés en suivant ces mêmes corps filoniens, principalement sur le versant Fouchas. Le corps filonien 3 est celui ayant fait l’objet du plus grand nombre de travaux, suivi du corps filonien 1. Les principales haldes sont d’ailleurs situées aux entrées des galeries de ces deux corps filoniens. Le corps filonien 2 a été assez peu exploré en galerie et en tranchées, uniquement suivi par la galerie G-SE745 et par un travers-banc issu de la galerie G-F753 (fig. 9.1.4). En revanche, plusieurs décapages de quelques mètres ont été creusés en surface.

La majorité des galeries et tranchées sont creusées individuellement, sans connexion avec les autres infrastructures. Exception notable des galeries G-SE783 et G-F780, qui ont probablement formé une seule et même galerie avant l’apparition de plusieurs effondrements. Deux incertitudes demeurent sur l’existence de deux entrées de galeries sur le versant de Saint- Estève, au niveau de la tranchée T-SE780 et de la tranchée T-SE800. Cette dernière pourrait même être connectée à la galerie G-F800.

¡ Figure 9.1.4. Plan du réseau de galeries, de travers-bancs et de tranchées de la mine de Glorianes et positions des 3 principaux corps minéralisés, modifiéé d’après Polizzi (1990).

168 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 169 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.1.5. Ancien site minier de Glorianes. A 7 vue du versant Fouchas (est) depuis le Roca Roja / B 7 vue du versant Saint-Estève (ouest) (vue 3D et photographie aérienne extraites à partir du Géoportail, IGN) / C 7 galerie G-SE83 / D 7 haldes à sidérite-sulfures-quartz à l'entrée de la galerie G-SE83. CF = corps fiélonien.

La plupart des galeries sont encore accessibles et ont fait l’objet de plusieurs campagnes d’exploration (fig. 9.1.5C). La minéralisation sulfurée est visible en place à l’entrée de la galerie G-F663 (fig. 9.1.7) et sur 65 m dans la galerie G-SE783, après 45 m de travers-banc (fig. 9.1.4 &

170 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

9.3.4). Ces veines présentent de faibles puissances (entre 10 et 50 cm). De nombreuses haldes sont présentes à l’entrée des principales galeries (fig. 9.1.5D) ; elles sont constituées de blocs divers de schiste, de sidérite et de quartz recoupés par des veinules de sulfures (arsénopyrite, pyrite, chalcopyrite…). Quelques petites veines localisées de très faible puissance (< 20 cm) sont également visibles au niveau de certaines zones de décapage.

Le prospect de Serrabona, situé sur le flanc oriental du Roca Roja (ou Roque Rouge), à l’ouest du prieuré de Serrabona, est constitué de plusieurs petites galeries et tranchées

Figure 9.1.6. Travaux de l'ancien prospect de Serrabona. A 7 plan des anciens travaux d'après Pigetvieux (1981). B 7 vue sur la partie haute du prospect. C 7 entrée de la galerie 1 du prospect.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 171 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) d’exploration (fig. 9.1.6A). Seules les haldes et les deux galeries (galeries 70 et 71) situées sur la partie la plus haute du site ont été retrouvées (fig. 9.1.6B & 9.1.6C) ; aucune structure ou minéralisation particulière n’a été reconnue. Les haldes sont constituées de blocs du schiste encaissant et de fragments de veines à qz-apy.

Le prospect de Saint-Pons est situé dans un vallon incisant le plateau de Saint-Pons, sur la commune de Caixas. Il ne présente aucune infrastructure particulière, hormis la piste tracée à l’occasion des opérations de prospection réalisées par le BRGM dans les années 1980. Aucune minéralisation sulfurée n’a pu être reconnue sur place, mais de nombreuses veines de quartz recoupant la foliation S0-1, parfois associées à des zones de brèches, ont pu être observées. La plupart de ces veines sont elles-même recoupées par la schistosité de crénulation S3 subverticale.

Parmi l’ensemble des sites miniers et indices aurifères des massifs du Canigou et des Aspres, l’ancienne mine de Glorianes est le principal site d’étude traité dans ce manuscrit. L’exploitation minière a en effet permis de mettre au jour les principales structures minéralisées, représentatives de l’ensemble du système, et les affleurements ont conservé une excellente qualité pour l’observation et l’échantillonnage.

1.b - Historique de l’exploration et de l’exploitation minière L’ancienne mine de Glorianes présente la particularité d’être la seule mine d’or de l’époque moderne dans les Pyrénées. Bien que la présence d’or soit attestée dans les minéralisations de plusieurs secteurs miniers des Pyrénées (Vall de Ribes, Bentaillou, Salau…), cette substance ne fut jamais exploitée en substance principale ou en sous-produit.

Les premiers travaux sur le site de Glorianes sont réalisés entre 1903 et 1905, par l’ingénieur Emile Halot. En parallèle de ses travaux sur Glorianes, il amorce une série de travaux sur le site de Serrabona, amenant au creusement de deux galeries et d’un traçage qui permirent de reconnaître plusieurs veines à qz-apy±sd aurifères (Pigetvieux, 1981).

En 1912, les travaux de prospection sur le site de Glorianes sont repris par les entrepreneurs lyonnais Jean Vincent et Léon Guiguet. Ces travaux sont interrompus en 1914 par la Première Guerre mondiale. En 1917, les deux entrepreneurs fondent la Société des Mines du Roussillon (SMR) qui sollicite, en 1918, une concession pour l’exploitation d’arsénopyrite aurifère. Cette concession est accordée le 14 septembre 1922 (publication au JORF le 21

172 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque septembre 1922) sur un territoire de 1 081 ha sous le nom de « concession de Glorianes ». Sur une période s’étendant de 1922 à 1924, les trois corps filoniens principaux de Glorianes sont découverts et partiellement exploités par décapages et galeries. En 1924, environ 12 000 t de minerai sont reconnus avec des teneurs moyennes estimées à 12 % As, 29 g/t Ag et 23 g/t Au (Pigetvieux, 1981). Parmi eux, entre 1 800 et 1 900 t de minerai auraient été traités sur le site de Ceilhes (Hérault) par la Société des Mines de l’Orbiel pendant la courte période d’exploitation de la mine (Polizzi, 1990 ; Praca, 2019). En raison de difficultés financières, la SMR interrompt toute activité en 1924 et est mise en liquidation en 1926 (Praca, 2019).

En parallèle des travaux de Glorianes, entre 1912 et 1924, la Société Minière et Métallurgique de l’Orb réalise une série de travaux de prospection dans la partie inférieure du site de Serrabona. Ces travaux amènent au creusement de 5 galeries et d’une descenderie qui mettent au jour de petits filons à qz-apy de faible puissance (< 0,5 m), ainsi que de plusieurs lentilles minéralisées à arsénopyrite (Pigetvieux, 1981).

En 1938 et 1939, quelques levés de galeries et décapages sont réalisés dans la mine de Glorianes par la Société Méditerranéenne, Minière, Métallurgique et Commerciale. Le site connaît un regain d’activité entre 1942 et 1949, où la Société Algérienne des Mines de Gueldaman entreprend de nouveaux travaux d’étude géologique. Ils mettent notamment au jour la plupart des structures filoniennes annexes situées au sud de la mine, à proximité du village de Glorianes, et le prolongement de structures filoniennes dans le vallon de la Ribera de Croses, à l’est du site minier (Pigetvieux, 1981). La concession de la SMR, jusqu’alors toujours active malgré la mise en liquidation de la compagnie, est mise en déchéance en 1962 (Praca, 2019). Le site fait l’objet de l’intérêt de la Compagnie Royale Asturienne des Mines qui dépose une demande de PER en 1967 et réalise quelques travaux d’état des lieux et de prospection en 1968. Bien que la demande de PER soit acceptée en 1969, le projet est abandonné dès l’année suivante (Pigetvieux, 1981 : Polizzi, 1990). L’absence d’intérêt pour le site est confirmée par un rapport interne du BRGM en 1978, la « faible puissance des formations filoniennes ne [conduisant] pas […] à lui accorder un intérêt prioritaire ». Entre 1986 et 1988, le BRGM entreprend néanmoins une campagne de décapage et de relevés des galeries encore accessibles, ainsi qu’un échantillonnage des minéralisations (Polizzi, 1990). Depuis les années 1990, le site est découpé en plusieurs parcelles privées appartenant à des particuliers.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 173 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Au total, environ 1 200 t d’arsenic et 350 kg d’or auraient été extraits pendant toute la période d’exploitation de la mine de Glorianes ; l’essentiel de l’extraction se concentre sur la période 1922-1924. Les réserves actuelles du site sont estimées à 350 kg d’or (Bouchot et al., 1997). À Serrabona, 480 t de minerai, avec une teneur en or comprise entre 40 et 50 g/t, furent identifiés (Pigetvieux, 1981).

Le prospect de Saint-Pons est découvert par le BRGM en 1980-1981, lors des campagnes de l’inventaire minier. Le prospect a d’abord fait l’objet d’une campagne géochimique tactique sol en 1983. Entre 1984 et 1986, plusieurs campagnes de forages destructifs, puis carottés, sont réalisées au niveau des anomalies géochimiques principales, nommées A1 et A2. En parallèle, le site fait l’objet d’une étude structurale et litho-géochimique, résumée dans les rapports de Blès & Costargent (1985, 1986), puis métallogénique, détaillée dans la thèse de Polizzi (1990). Une demande de PER (PER de Casefabre) est déposée par le BRGM en mai 1987 et est acceptée en août 1988.

1.c - Études structurales et pétrologiques antérieures L’environnement structural des minéralisations de Glorianes-Serrabona a fait l’objet d’une étude détaillée par Blès & Costargent (1985, 1986) et Polizzi (1990). Ils soulignent notamment l’existence de deux grandes catégories de corps minéralisés : des corps sub-concordants

Figure 9.1.. Schéma structural de l'entrée de la galerie G-F663 (modifiéé d'après Blès & Costargent, 1985).

174 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 9.1.8. Modèle structural de formation des veines de Glorianes par Blès & Costargent (1985). 1 7 activité des failles inverses et ouverture des fentes de

tension. 2 7 développement de la S3, boudinage des corps fiéloniens dans les failles inverses et plissement des corps plissés dans les fentes de tension. Image non CC.

quartzeux le long de la schistosité S2 et recoupés par la schistosité S3 (« corps plissés ») et des corps recoupant la schistosité S2 et partiellement boudinés par la schistosité S3 (« corps filoniens ») (fig. 9.1.7). Les auteurs proposent que les veines minéralisées verticales aient été induites par l’activité de failles inverses entre les phases de déformation D2 et D3. La présence d’une déformation cassante est notamment soulignée par la présence de quartz bréchifié le long

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 175 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) des veines. Ne pouvant établir une relation de recoupement claire entre les veines sub- concordantes sur la schistosité S2 et les veines verticales, Blès & Costargent (1986) proposent que les premières seraient d’anciennes fentes de tension synchrones de l’activité des failles inverses (fig. 9.1.8). Profitant de l’espace ainsi produit, le fluide minéralisateur en circulation dans les veines verticales aurait alors percolé dans ces fentes.

Dans sa thèse, Polizzi (1990) reprend et précise ce modèle structural. Il observe notamment que la position des corps filoniens se rapproche de celle du plan axial de l’antiforme de

Serrabona (fig. 9.1.9), formée au cours de la phase D3. Il propose ainsi que le début de cette phase serait marqué par l’activité des failles inverses proposées par Blès & Costargent (1985, 1986). Le boudinage des veines et la mylonitisation du quartz seraient les marqueurs du paroxysme de cette phase D3 et synchrones du développement de la schistosité S3 (fig. 9.1.8).

Figure 9.1.9. Coupe entre la mine de Glorianes et la crête du Roca Roja, soulignant la relation entre les failles inverses minéralisées de Glorianes et le plan axial de l'antiforme P 3 de Serrabona (modifiéée d'aprèsPolizzi (1990)). Image non-CC.

176 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

L’évolution pétrologique des corps minéralisés a principalement été définie lors des travaux de thèse de Pigetvieux (1981) et de Polizzi (1990). Pigetvieux (1981) identifie 5 phases paragénétiques à l’échelle du gisement : (1) une phase précoce de silicification-dolomitisation avec développement de la sidérite et d’une première génération de quartz ; (2) une phase à Fe-As-W avec un assemblage à qz-apy-py-po-shl-wlf ; (3) une phase à Bi-Au-Cu avec un assemblage à qz-ccp-elc-Au-Bi-bsm, en remplissage des fractures dans les arsénopyrites ; (4) une phase à Pb-Ag avec cristallisation de galène ; (5) une phase à Sb avec cristallisation de boulangérite. Il souligne également la présence de sulfures en imprégnation dans l’encaissant qu’il rapproche aux textures et assemblages semblables observés dans les gisements de Salsigne (Montagne Noire, Aude) et de Saragossa (dôme de Nùria, Vall de Ribes). Se basant sur les températures d’équilibre du couple bismuth natif-bismuthinite et du couple chalcopyrite-cubanite, Pigetvieux (1981) propose une température de formation des veines comprise entre 270 et 250 °C.

Polizzi (1990) caractérise une succession paragénétique semblable à celle de Pigetvieux (1981). Il estime les conditions de température de formation des veines par l’utilisation du géothermomètre arsénopyrite à l’équilibre avec la pyrrhotite en inclusion, à partir du diagramme de Kretchmar & Scott (1976). Il souligne une décroissance de la température au cours de la formation des corps minéralisés, démarrant à 500 °C pour s’achever à 300 °C. Il précise par ailleurs que l’essentiel de la paragenèse sulfurée se serait mise en place entre 475 et 300 °C. Polizzi (1990) souligne la présence rare de wolframite (déjà signalée par Pigetvieux (1981) comme appartenant au pôle ferbérite) en petits amas cimentant les cristaux d’arsénopyrite et contenant de nombreuses inclusions d’or et de bismuth. Cette occurrence avait préalablement été relevée par Vincienne (1944), qui souligne également que la présence de tungstène dans les veines de Glorianes était connue dès 1924.

2. Méthodologie et échantillons L’étude des corps minéralisés de Glorianes a été réalisée en replaçant d’abord les veines dans leur contexte structural local, en lien avec le contexte structural régional défini au chapitre 7. Afin de définir les conditions de mise en place des minéralisations, leur étude s’est faite par une approche couplant analyses microstrucurale, pétrologique et géochimique. L’étude pétro- structurale a été réalisée par observation microstructurale et pétrographique, imagerie MEB et analyse chimique par EDS (réalisées à l’UMR 5563 GET de Toulouse) et par microsonde

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 177 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

électronique (réalisée à l’UMS 3623 Raimond Castaing de Toulouse). L’étude géochimique a été effectuée par une cartographie chimique semi-quantitative LA-ICP-MS sur les arsénopyrites massives des corps minéralisés. L’acquisition analytique et le traitement quantitatif des cartes LA-ICP-MS ont été réalisés au BRGM d’Orléans par Philippe Lach (Direction des Laboratoires) et Blandine Gourcerol (Direction des Géoressources). La visualisation graphique des cartes a en partie été réalisée à l’aide du programme MATLAB® XMapTools (Lanari et al., 2014 ; Lanari et al., 2018).

Les échantillons de corps minéralisés étudiés sont essentiellement issus de la veine dite de Saint-Estève, traversée par la galerie G-SE783. Ceux sous l’appellation « ASP1711 » sont issus des haldes situées à l’entrée du travers-banc, tandis que ceux dénommés « ASP1758 » ont été extraits en place à partir de la veine affleurant en galerie.

3. Structuration du système fillonien de Glorianes-Serrabona 3.a - Structure générale Le complexe filonien de Glorianes-Serrabona est un ensemble de veines à qz-apy±sd, sub- verticales, large de 1,5 km et s’étendant sur 4,5 km selon une direction globale N100-105° (fig.

9.3.1). Les veines aurifères sont localisées le long de couloirs de cisaillement C3 sub-verticaux et

Figure 9.3.1. Carte structurale du système fiélonien de Glorianes-Serrabona.

178 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

de direction variant entre N95° et N105° qui transposent la schistosité S0-1-2 (fig. 9.3.1). Ils sont notamment reconnaissables sur le terrain et en carte par une réorientation localisée des niveaux repères (bancs de conglomérat, de calcaire…) et des structures antérieures. La schistosité S3 se développe concomitamment avec les cisaillements C3. L’ensemble des structures est recoupé par les cisaillements fragiles-ductiles tardifs et par la faille alpine de la Roureda (fig. 9.3.1). Ces structures empêchent notamment d’établir clairement les positions relatives et connexions entre les couloirs de cisaillement C3.

3. b - Structuration des veines de Glorianes Dans l’ancien gisement de Glorianes, les veines sont encaissées dans un niveau d’alternance gréso-pélitique, appartenant à la formation d’Évol, avec une forte prédominance des niveaux gréseux (quartzites). Des bancs de carbonates de quelques mètres d’épaisseur et d’extension déca- à hectométrique sont signalés par Polizzi (1990) et Laumonier et al. (2010a), mais n’ont pas été observés sur le site. Cet encaissant est affecté par les 3 phases de déformation reconnues dans le massif des Aspres (cf. chapitre 7).

Au sein de l’ancien site minier de Glorianes, trois familles de veines minéralisées ont été reconnues. La première (type I) est constituée de veines sub-horizontales de quartz, contenant quelques cristaux disséminés d’arsénopyrite ; cette dernière est aussi présente en imprégnation dans l’encaissant au contact de la veine. Ces veines semblent relativement concordantes avec la

S0-1-2. En revanche, elles sont recoupées et plissées par la schistosité S3 sub-verticale (fig. 9.3.2A) et d’orientation variant entre N120° et N100° (fig. 9.3.3A & B), selon les affleurements.

Figure 9.3.2. A 7 veine de type I à qz±apy sub-horizontale, recoupée et plissée par la schistosité de plan axial S3.

B 7 dessin de veines de type II à qz-apy recoupant la S0-1-2 plissée et parallèles au plan axial PA3.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 179 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.3.3. Stéréogrammes en hémisphère inférieur des pôles de plan et rosaces des structures de l’ancien site minier de Glorianes. A 7 schistosité S0-1-2. B 7 schistosité S3. C 7 cisaillements C3. D 7 veines minéralisées de type II. E 7 veines minéralisées de type III.

180 Figure 9.3.4. Bloc-diagramme de la structure relevée dans la galerie G-SE83, suivant le corps fiélonien 3 de Glorianes (exagération de l'échelle verticale 7 x2). Veine principale du corps fiélonien 3 recoupant la schistosité principale S2-3 (A), boudinée à cinématique apparente senestre (cinématique vraie dextre) (B), à remplissage de quartz (A, B) et d’arsénopyrite massive (B, C).

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

La deuxième famille (type II) est constituée de veines de qz±apy reprises par la schistosité

S3, avec deux orientations principales variant entre N95° et N125°, et un pendage variant entre 65° et 85° (fig. 9.3.3D). Ces veines, en partie explorées lors de l’exploitation minière, sont situées le long des plans axiaux des plis P3 (fig. 9.3.2B).

La troisième famille de veines (type III) constitue les principaux corps minéralisés exploités. Il s’agit de veines sub-verticales, d’orientation moyenne N100° (fig. 9.3.3E & 9.3.4), boudinées le long de la schistosité S3, mais recoupant la schistosité S0-1-2 (fig. 9.3.4A). L’asymétrie des boudins est compatible avec une cinématique apparente senestre vers le N280° en plafond de galerie, correspondant à une cinématique réelle dextre N100° (fig. 9.3.4B). Cette famille de veines est constituée d’une imbrication de veines successives à sidérite, à arsénopyrite et à quartz, bien que l’association de ces trois types ne soit pas systématiquement visible. Ainsi, les veines à sidérite sont peu présentes à l’affleurement ; seules deux petites veines boudinées de quelques mètres de long pour 0,5 m de puissance ont été observées dans la galerie G-SE783. Les veines à arsénopyrite présentent une morphologie longiligne, avec une longueur continue de plusieurs dizaines de mètres (au moins 70 m pour la veine de la galerie G-SE783) et une puissance variant entre 0,05 et 0,4 m (fig. 9.3.4C). Les veines à quartz se confondent souvent avec les veines à arsénopyrite, mais peuvent être reconnaissables individuellement. Il s’agit alors de petites veines discontinues, fortement boudinées et aplaties par la schistosité S3 (fig. 9.3.4).

3.c - Structuration des veines de Serrabona Le site de Serrabona se caractérise, comme celui de Glorianes, par la présence massive de veines de quartz recoupant la schistosité S0-1-2, sans équivalent observé dans le reste du massif. Aucune veine en place contenant des phases sulfurées n’a cependant été observée. En revanche, les haldes situées aux entrées des anciennes galeries du prospect ont fourni des fragments de veines à quartz-arsénopyrite. L’intérieur des galeries du prospect de Serrabona n’a cependant pas été exploré pour des raisons de sécurité. Par conséquent, la structure des corps minéralisés reste inconnue, cette dernière n’ayant pas été caractérisée précisément par les précédents auteurs.

Sur la crête du Roca Roja, qui surplombe le prospect, une première série de veines de quartz blanc de quelques dizaines de cm de puissance pour plusieurs mètres de long a été reconnue. Ces veines, à l’origine sub-horizontales, sont en partie replissées, verticalisées et transposée dans la schisotisité de crénulation S3 (fig. 9.3.5A & B). Cependant, des recoupements

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 183 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.3.5. Veines de quartz de la crête de Roca Roja. A 7 veines sub-concordantes sur la S0-1-2 et plissées par la

S3. B 7 veine plissée par la S3, mais faiblement transposée. C 7 veine transposée dans la S3 et boudinée avec une cinématique apparente dextre. D 7 stéréogramme en hémisphère inférieure des pôles de plan de la S0-1-2 (bleu), de la S3 (rouge) et des veines de quartz (noir).

184 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque nets entre les épontes des veines et les plans de foliation sont observables (fig. 9.3.5B). Ces relations de recoupement résultent probablement d’une mauvaise transposition des veines le long de la schistosité, plus résistantes que l’encaissant. Au regard de ces caractéristiques, cette génération de veines peut être liée au premier groupe de veines observé à Glorianes. En revanche, il existe également une seconde série de veines de quartz sub-verticales, pleinement transposées dans la schistosité S3. Certaines de ces veines sont boudinées, sans montrer de marqueurs nets de cinématique, sauf localement où une asymétrie des boudins est compatible avec une cinématique dextre (fig. 9.3.5C). Ces veines sont probablement liées au troisième groupe de veines observé à Glorianes.

4. Analyse pétro-structurale et géochimique des veines de type III de Glorianes

L’étude des microstructures de la sidérite et du quartz a en partie été réalisée dans le cadre du stage de recherche de master 2 de Thibault Roattino (2018, Université de Perpignan-Via Domitia).

4.a - Veines à sidérite Les veines à sidérite sont très rarement observables en place ; la plupart des échantillons étudiés proviennent donc des haldes situées aux entrées des travers-bancs et galeries. Une seule veine à sidérite boudinée massive a pu être reconnue dans la galerie G-SE783, mais ses dimensions ne permettent pas d’expliquer le volume des haldes retrouvées à l’entrée. Il est fort probable que d’autres corps à sidérite, situés dans des zones inaccessibles des galeries, aient été exploités. Le recoupement observé de la veine à sidérite par les veines à arsénopyrite et à quartz indique que sa formation est la plus précoce du système minéralisé.

Les veines à sidérite, boudinées avec un allongement parallèle aux plans de schistosité S3, sont constituées de sidérite magnésienne spathique massive (fig. 9.4.1A) (XSd = 0,72-0,78 ;

XMgs = 0,15-0,22) (fig. 9.4.2). Cette sidérite SdI est localement recristallisée le long de plans de déformation ductile (fig. 9.4.1A). L’ensemble est recoupé par un second réseau de fractures, à remplissage de sidérite SdII aux épontes et d’une paragenèse à py-po-ccp±qz au cœur (fig. 9.4.1B & C). La paragenèse sulfurée peut être présente sous forme de remplissage massif ou bien d’alignement de cristaux disséminés le long du plan de déformation de la sidérite (fig. 9.4.1C).

Les épontes de ces fractures sont constituées de sidérite SdIII, recristallisée et sans impuretés,

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 185 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.4.1. A 7 sidérite primaire spathique (SdI) montrant des bandes de recristallisation (SdII). B 7 fracture dans la sidérite SdI à remplissage de sidérite secondaire SdIII et de pyrite PyIII. C 7 cristaux de chalcopyrite et de pyrrhotite en remplissage d'une fracture. D 7 sidérite recristallisée en contact avec une veine de quartz déformée. E 7 boudins de sidérite à cinématique apparente dextre dans une veine de quartz déformée. F 7 plans de cisaillement au sein d'un boudin de sidérite.

186 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque parfois automorphe (fig. 9.4.1B), ou bien désagrégée sous forme de micro-cristaux. Cette sidérite

SdIII présente une plus forte concentration en Fe (XSd = 0,82-0,87) et une plus faible concentration en Mg (XMgs = 0,10-0,13) par rapport à la sidérite SdI. La teneur en Mn reste relativement constante entre les deux générations (XRds ≈ 0,05) (fig. 9.4.2).

Figure 9.4.2. Diagramme ternaire de composition des sidérites primaires Sd I et

secondaires SdIII de Glorianes. Données issues d'analyses microsonde réalisées par Roattino (2018).

Les veines à sidérite sont également recoupées par des veines de quartz plus massives où le contact est marqué par une désagrégation de la sidérite en micro-grains embarqués dans la matrice quartzeuse (fig. 9.4.1D). Le quartz de ces veines est marqué par une forte réduction de la taille de grain associée à une déformation par fluage-dislocation (fig. 9.4.1E & F), soulignant une déformation ductile sous des conditions de température supérieures à 400 °C. Au sein de ces veines, des porphyroblastes de sidérite sont présents à proximité du contact avec les veines à sidérite. En observation macroscopique, ils présentent un aspect bréchique, mais à échelle microscopique, ces grains présentent un fort boudinage (fig. 9.4.1E) et la présence de plans de cisaillement intra-cristallins (fig. 9.4.1F), marqués par une recristallisation dynamique. Cette déformation en cisaillement est associée à la déformation de la matrice quartzeuse. Remarquablement, si la veine de quartz dispose de nombreux marqueurs d’une déformation à

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 187 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) l’échelle du corps minéralisé, la veine de sidérite massive voisine, pourtant antérieure, ne semble pas affectée de manière aussi homogène par cet événement, la déformation affectant essentiellement la veine de quartz.

4.b - Veines à arsénopyrite Les veines à arsénopyrite-sulfures-quartz constituent le deuxième groupe de veines apparu dans le système minéralisé. Elles sont constituées par une première paragenèse à arsénopyrite massive ApyII (fig. 9.4.4A ; fig. 9.4.5A). Cette arsénopyrite présente une variabilité de sa composition en soufre, selon les cristaux, comprise entre 36,33 %at S et 34,84 %at S, anticorrélée avec la composition en arsenic, respectivement comprise entre 29,99 %at As et

31,40 at % As (fig. 9.4.3). L’habitus losangique des cristaux d’ApyII est reconnaissable en cartographie chimique LA-ICP-MS (fig. 9.4.5B), montrant que ces cristaux étaient automorphes à l’origine. Ces cristaux montrent un cœur enrichi en cobalt Co (entre 400 et 1 200 ppm) et en nickel Ni (entre 300 et 700 ppm). La zone du cœur interne est cependant plus appauvrie en Co- Ni que le cœur externe (~200-300 ppm Co et ~100-250 ppm Ni). La transition cœur-bordure montre un enrichissement progressif en tellure Te (entre 500 et 900 ppm), corrélé avec un appauvrissement progressif en cobalt. La bordure externe est enrichie en or Au (entre 5 et 12

34 ApyII ApyIII 33

32

31

As (%At) As 30

29

28 32 33 34 35 36 37 38 S (%At)

Figure 9.4.3. Rapport AsS des arsénopyrites massives ApyII et ApyIII.

188 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 9.4.4. A 7 arsénopyrite massive fracturée. B 7 arsénopyrite ApyII recoupée par une bande d'arsénopyrite

ApyIII. C 7 variation de la composition chimique (%at) entre l'ApyII et l'ApyIII. D 7 micro-grains d'electrum et de complexes sulfurés à Pb-Bi associés à l'ApyIII. E 7 chenaux pervasifs et surcroissances d'ApyIII sur l'ApyII.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 189 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) ppm) au niveau des pointes losangiques des cristaux. La chute rapide de la teneur en Co-Ni au passage de la transition cœur-bordure s’accompagne d’un rapide enrichissement en Au.

Les cristaux d’ApyII sont recoupés par des bandes, larges de quelques centaines de μm, essentiellement constituées d’arsénopyrite ApyIII (fig. 9.4.4B & E). Cette dernière se distingue de l’ApyII par un enrichissement en arsenic et un appauvrissement en soufre (fig. 9.4.3 ; fig. 9.4.4C ; tab 9.2), donnant une composition globalement équiproportionnelle entre les trois éléments constitutifs (As, S et Fe) (fig 9.4.4C). Les variations de composition en arsenic et en soufre suivent la même anté-corrélation que dans l’ApyII (fig. 9.4.3). L’ApyIII se trouve

également en surcroissance sur les cristaux d’ApyII au niveau de zones de cavités (fig. 9.4.4E).

↑ Figure 9.4.5A. Section de lame mince cartographiée par LA-ICP-MS de veine d’arsénopyrite massive recoupée par les fractures de génération IV à pyrite-quartz et les fractures tardives. ¡ Figure 9.4.5B. Cartes quantitatives LA-ICP-MS de la section de veine à arsénopyrite massive. Sur la carte quantitative en Fe, l’arsénopyrite correspond à la surface bleue, les pyrites aux surfaces rouges et les fractures à remplissage de quartz-phyllosilicates aux surfaces blanches.

190 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 191 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Les ApyIII montrent également de nombreuses micro-inclusions d’électrum ElcIII, de bismuthinite

BsmIII, de galène GnIII et de complexes sulfurés à Pb-Bi (fig. 9.4.4D).

Les ApyIII montrent un léger ré-enrichissement en cobalt (~ 350 ppm) et en nickel (entre 350 et 600 ppm), ainsi qu’un enrichissement plus important en antimoine Sb (entre 800 et 1 200 ppm) et en manganèse Mn (> 800 ppm) (fig. 9.4.5B). En revanche, elles sont nettement appauvries en or et ne présentent que des amas anomaliques (> 10 ppm), très localisés et dispersés le long des bandes et des surcroissances d’ApyIII (fig. 9.4.5B). Des amas anomaliques semblables en argent

Ag, en bismuth Bi et en plomb Pb sont visibles, mais l’enrichissement des ApyIII en ces éléments est très faible (fig. 9.4.5B). À noter également que la position des amas anomaliques en argent coïncide avec celle des amas anomaliques en or. Par conséquent, ces amas correspondent probablement aux micros-inclusions d’électrum ElcIII observées dans les ApyIII.

Les arsénopyrites sont recoupées par un réseau de fractures IV à remplissage à qz-py-elc- bsm-gn-ccp (fig. 9.4.5A ; fig. 9.4.6A & B), souvent développées le long des bandes III à apy-elc- bsm-gn (fig. 9.4.6C). Les grains d’électrum ElcIV sont présents en abondance et systématiquement situés dans les zones où les épontes des fractures sont de part et d’autre constituées d’arsénopyrite. Dans le cas des fractures < 200 μm de diamètre, ils sont associés aux cristaux de chalcopyrite CcpIV (fig. 9.4.6D & E). La taille de ces grains d’électrum ElcIV est alors généralement comprise entre 15 et 25 μm. Dans le cas des fractures de diamètre > 200 μm, ces grains peuvent exceptionnellement atteindre des tailles de 100 μm (fig. 9.4.6A). Ils présentent une légère zonation cœur-bordure avec un cœur à 76,9 at % Au et 22,8 at % Ag, et une bordure à 75,2-76,3 at % Au et 23,0-24,2 at % Ag (tab. 9.1). Cette dernière présente également quelques impuretés de Fe (0,41-0,63 at %) et de Cu (0,025-0,041 at %).

Au Ag S Fe Cu Bi Sn Total 76,479 15,636 1,357 6,498 0,030 0,000 0,000 100,000 62,206 31,377 0,441 5,842 0,058 0,008 0,067 100,000 ElcIII 60,077 31,450 0,737 7,695 0,016 0,025 0,000 100,000 79,186 15,828 0,274 4,581 0,000 0,131 0,000 100,000

ElcIV (c.) 76,896 22,771 0,263 0,068 0,000 0,000 0,002 100,000 76,300 23,042 0,000 0,632 0,025 0,000 0,000 100,000 ElcIV (b.) 75,158 24,223 0,169 0,410 0,040 0,000 0,000 100,000

Tableau 9.1. Compositions (en at %) des grains d’électrum ElcIII et ElcIV (c. = cœur ; ; ; / b. = bordure) dans la veine à arsénopyrite G-SE83 (ASP158).

192 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 9.4.6. A 7 fracture à remplissage à qz-elc-py-bsm-gn (vue en lumière réflaéchie). B 7 fracture à remplissage à qz-elc-py-bsm-gn et micro-grains d'électrum et de bismuthinite dans l'ApyIII (vue en BSE). C 7 bande d'ApyIII reprise par une fracture à qz-sulfures-elc (vue en BSE). D 7 fracture à remplissage de pyrite- chalcopyrite et à micro-grains d'électrum (vue en LR). E & F 7 fractures à remplissage de qz-ccp avec micro- grains d'électrum associés à la ccpIV (vues en LR).

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 193 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.4.. A & B 7 quartz fiébreux en remplissage des fractures d'arsénopyrite. C 7 quartz et sidérite fiébreuses en remplissage des fractures d'arsénopyrite. D 7 grain d'or natif dans une veine de quartz déformée (vue en BSE). E & F7 quartz fiébreux protégés par l'arsénopyrite en contact avec le quartz tardif déformé par flauage- dislocation.

194 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Les fractures IV à quartz-sulfures montrent un enrichissement en Au (> 6 ppm), Bi (> 400 ppm), Pb (> 200 ppm), Ag (> 4 ppm), Zn (> 40 ppm), Cu (> 30 ppm), Sb (> 1 000 ppm) et Mn (> 1 000 ppm). Le tungstène est très faiblement présent dans les micro-fractures (< 1 ppm), mais montre des teneurs plus élevées dans les fractures ouvertes à quartz-pyrite (entre 2 et 5 ppm) (fig. 9.4.5B).

La pyrite se rencontre fréquemment en surcroissance sur les cristaux d’arsénopyrite, mais également en remplissage de fractures. Les pyrites se distinguent en cartographie LA-ICP-MS par l’absence de nombreux éléments traces : Co, Ni, Au, Bi, Te, Ag, Zn et Cu. Seul l’antimoine est présent en quantité notable (entre 1 200 et 1 500 ppm). Le contact entre les arsénopyrites et les pyrites est cependant caractérisé par un enrichissement en argent (> 4 ppm) et un appauvrissement en or dans les arsénopyrites (fig. 9.4.5B). La chalcopyrite est située uniquement au sein des fractures des arsénopyrites, soit en accompagnement de la pyrite (fig. 9.4.6D), soit seule (fig. 9.4.6F). Le quartz est l’autre phase ubiquiste de remplissage des fractures. Les cristaux, d’aspect relativement fibreux, présentent un allongement perpendiculaire à l’ouverture des fractures (fig. 9.4.7A, B & C). Cela indique une cristallisation en remplissage des fractures d’arsénopyrite. La sidérite est parfois aussi présente en remplissage des fractures sous forme massive ou en fibres alternant avec des fibres de quartz (fig. 9.4.7C). Des clastes de sidérites sont également présents dans la matrice quartzeuse (fig. 9.4.7A). L’ensemble montre un début de migration de sous-joints de grains, témoignant d’une phase de déformation postérieure dans le domaine de ductilité du quartz. Dans les fractures des arsénopyrites, se trouvent également des amas de chlorite, plus tardifs que la paragenèse sulfurée.

Une dernière phase V de fracturation tardive des arsénopyrites est matérialisée par de nombreuses petites fractures, peu ouvertes, affectant l’ensemble de la veine (fig. 9.4.5A). Certaines de ces fractures réempruntent les plans déjà ouverts lors de la phase IV. Les arsénopyrites sont alors marquées par un enrichissement en Mn-Zn-Pb±Bi-Cu (fig. 9.4.5B). Ces fractures V se distinguent des fractures IV par une absence d’enrichissement en Au, Ag, W, Sb et Ti. Leurs teneurs en Bi et Cu (respectivement < 300 ppm et ~ 30 ppm) est également moins importante que celles détectées dans les fractures IV (fig. 9.4.5B).

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 195 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

4.c - Veines à quartz Les veines à quartz constituent le dernier groupe de veines formées au cours de l’événement hydrothermal minéralisateur. Elles recoupent les veines à sidérite et à arsénopyrite antérieures. Ces veines sont très largement dominées par le quartz QzV, qui présente de nombreux marqueurs d’une intense déformation, contrastant avec le quartz QzIV des veines à arsénopyrite, relativement peu déformé, protégé par l’arsénopyrite massive (fig. 9.4.7E & F).

La déformation est inégalement répartie au sein des veines à quartz et se caractérise par le développement de bandes de déformation localisées, marquées par une forte réduction des tailles de grains, et, en dehors de ces bandes, la relative préservation des grains initiaux plus massifs (fig. 9.4.8A & B). Ces derniers montrent une extinction ondulée, l’apparition de sous-joints de grains et le développement de bandes de sous-grains, déformés par recristallisation dynamique (fig. 9.4.8B). Ces ensembles massifs de grains de quartz montrent parfois un boudinage et une élongation sub-horizontaux en cisaillement dextre vers le N100° (fig. 9.4.8A).

Au sein des bandes où la déformation est la plus forte, le quartz Qz V est marqué par une forte réduction de taille de grain avec migration et rotation de sous-joints de grains (fig. 9.4.7E & F ; fig. 9.4.8B). Dans les zones où les tailles de grains sont les plus réduites (< 20 μm), les joints de grains montrent des points triples à 120° (fig. 9.4.8D). Des reliques des grains de quartz initiaux sont également visibles, caractérisées par un fort allongement et aplatissement (fig. 9.4.8B). L’ensemble de ces critères montre une déformation du quartz par fluage-dislocation. De nombreux micro-éléments de sidérite, recristallisés et allongés en suivant l’allongement principal des quartz (fig. 9.4.7F), sont présents dans la matrice. Cette disposition est très similaire à celle observée au contact entre les veines à sidérite et les veines à quartz (fig. 9.1.7D, E & F). Quelques micro-grains d’or natif (100 at % Au) sont également présents au sein de la matrice de quartz (fig. 9.4.7D).

Au cœur des veines de quartz se développent des plages allongées de quelques centaines de μm de puissance à quartz-muscovite-chlorite (fig. 9.4.8C & D). Le long de ces plages de phyllosilicates, de nombreux cristaux automorphes de galène et d’oxydes de fer sont présents (fig. 9.4.8E & F). Le quartz montre une fabrique mylonitique le long de ces bandes, caractérisée par une très forte réduction de taille de grain et une migration de sous-joints de grains (fig. 9.4.8E). Le contact entre les bandes à phyllosilicates-quartz et le reste de la veine de quartz est

196 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 9.4.8. A ; ; ; 7 quartz boudiné en cinématique dextre. B ; ; ; 7 quartz déformés par migration et rotation de sous- joints de grains, avec d’anciens grains de quartz aplatis et allongés ; ; ; / dans les grains plus massifs, des bandes sous-grains déformés par recristallisation dynamique sont visibles. C & D ; ; ; 7 plage de chlorite-muscovite dans une veine de quartz. E & F ; ; ; 7 plagemuscovite à contenant de la galène et des oxydes de fer ; ; ; / le quartz au contact de la plage présente une réduction de taille de grain et une migration de sous-joints de grains.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 197 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) relativement franc et droit (fig. 9.4.8F), ce qui laisse supposer d’un développement des bandes par ouverture localisée au sein des veines de quartz.

4.d - Theermométrie sur arsénopyrite La thermométrie sur arsénopyrite permet de calculer la température de cristallisation du minéral à partir de sa teneur en As. L’estimation ne peut être réalisée qu’à la condition que l’arsénopyrite soit à l’équilibre avec une phase sulfurée (pyrite, pyrrhotite ou löllingite). Dans le cas de la veine de Saint-Estève de Glorianes, seule l’ApyIII en équilibre avec la pyrite a été considérée pour le calcul, l’ApyII ne présentant aucune évidence texturale d’équilibre ou de cristallisation contemporaine avec la pyrite ou la pyrrhotite. L’estimation a été réalisée en utilisant le diagramme de Kretschmar & Scott (1976), révisé par Sharp et al. (1985) (fig. 9.4.9), à

Figure 9.4.9. Diagramme de phases d'équilibre de l'arsénopyrite avec la pyrite (gris foncé), la pyrrhotite (gris), et la löllingite (gris clair) d'après Kretschmar & Scott (196), modifiéé parSharp et al. (1985). Les isoplètes représentent la teneur en %at d'As dans l'arsénopyrite. L'intervalle de

composition des ApyIII en équilibre avec la pyrite de Glorianes est représenté en bleu, ainsi que l’intervalle de température correspondant.

198 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Échantillon S As Fe Pb Ag Cu Sb Bi Zn Sn Total ASP1758 C 32,778 33,330 33,767 0,010 0,022 0,014 0,044 0,000 0,014 0,021 100,00 34,098 32,305 33,530 0,016 0,027 0,004 0,015 0,004 0,000 0,001 100,00 32,824 33,349 33,813 0,000 0,000 0,002 0,011 0,000 0,000 0,000 100,00 32,954 33,322 33,648 0,002 0,001 0,018 0,031 0,000 0,017 0,007 100,00 ASP1758 D 33,777 32,352 33,826 0,000 0,000 0,014 0,024 0,000 0,004 0,002 100,00 33,781 32,413 33,781 0,000 0,019 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 100,00 33,359 32,926 33,590 0,000 0,022 0,000 0,068 0,029 0,000 0,006 100,00 33,089 33,061 33,816 0,000 0,000 0,005 0,018 0,000 0,010 0,000 100,00 32,664 33,448 33,850 0,000 0,000 0,000 0,035 0,000 0,002 0,001 100,00 33,094 33,006 33,858 0,000 0,000 0,000 0,042 0,000 0,000 0,000 100,00 32,912 33,269 33,743 0,000 0,000 0,020 0,044 0,000 0,001 0,009 100,00 32,744 33,434 33,758 0,005 0,015 0,000 0,042 0,000 0,000 0,002 100,00 33,052 32,984 33,879 0,000 0,051 0,006 0,014 0,007 0,000 0,007 100,00 ASP1758 I 34,570 31,502 33,915 0,000 0,007 0,000 0,001 0,000 0,000 0,006 100,00 33,088 33,045 33,804 0,000 0,004 0,015 0,030 0,000 0,014 0,000 100,00 ASP1711 J 33,343 32,655 33,924 0,000 0,003 0,010 0,015 0,032 0,016 0,002 100,00 33,283 32,840 33,802 0,000 0,061 0,004 0,009 0,000 0,000 0,000 100,00 33,294 32,773 33,896 0,000 0,013 0,000 0,005 0,000 0,019 0,000 100,00 33,186 32,738 34,019 0,000 0,003 0,010 0,044 0,000 0,000 0,000 100,00 33,508 32,335 34,073 0,000 0,000 0,001 0,073 0,006 0,002 0,003 100,00 33,324 32,557 34,035 0,000 0,000 0,010 0,067 0,000 0,000 0,008 100,00 33,773 32,247 33,940 0,000 0,012 0,007 0,000 0,020 0,000 0,001 100,00 ASP1711 H 33,255 32,727 33,955 0,000 0,000 0,001 0,031 0,029 0,000 0,002 100,00 33,565 32,811 33,565 0,000 0,000 0,014 0,012 0,024 0,000 0,009 100,00 33,103 33,092 33,647 0,014 0,065 0,015 0,032 0,000 0,020 0,011 100,00

Tableau 9.2. Analyses chimiques par microsonde des arsénopyrites ApyIII (en % at) de la veine de Saint-Estève de Glorianes utilisées pour l’application du géothermomètre arsénopyrite.

partir de 25 analyses microsonde d’ApyIII de 5 échantillons de la veine de Saint-Estève (tab. 9.2).

Les valeurs de température calculées à partir de la composition des ApyIII s’étendent sur un intervalle [440 – 491 °C] (fig. 9.4.9). La valeur 491 °C correspond à celle du point triple entre la pyrite, la pyrrhotite et le liquide L. La valeur maximale de la température peut-être relevée à 510 °C si les pyrrhotites sont considérées à l’équilibre avec les arsénopyrites. Bien qu’elles soient à l’équilibre avec les pyrites dans les veines à sidérite, aucune observation directe d’équilibre apy-

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 199 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) po n’a été faite dans les veines à arsénopyrite. Par conséquent, le champ d’équilibre apy-po du diagramme n’a pas été considéré. Les valeurs de température obtenues avec le géothermomètre arsénopyrite sont compatibles avec celles des conditions de température nécessaire pour déformer ductilement le quartz par fluage-dislocation, comme observé dans les veines de quartz.

4.e - Synthèse de l’évolution paragénétique des veines de Glorianes L’évolution paragénétique des veines de troisième génération à apy-qz±sd de Glorianes peut être découpée en 5 phases paragénétiques (fig. 9.4.10) : (1) une phase à sidérite spathique

SdI ; (2) une phase à arsénopyrite massive automorphe ApyII, à cœur riche en Co, puis à bordure riche en Au ; (3) une phase à arsénopyrite ApyIII, accompagnée d’un cortège de micro-inclusions d’électrum, de bismuthinite, de galène et de complexes à Pb-Bi ; (4) une phase de fracturation des sidérites et des arsénopyrites massives avec remplissage à qz-py-po-ccp-elc-gn-bsm ; (5) une phase à qz-py-gn-ms-chl, associée à une déformation ductile localisée dans les veines de quartz.

Figure 9.4.10. Évolution paragénétique et géochimique des veines à sd-apy-qz de type III de Glorianes.

4.f - Tentative d’étude géochronologique Quelques grains de monazite ont été observés dans les plages de muscovite d’une veine de quartz de l’échantillon ASP1758 I. La texture en amas de ces grains laisse supposer qu’il s’agit de monazites hydrothermales (fig. 9.4.11), synchrones de la formation de la veine. Afin d’obtenir

200 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque l’âge de la formation de la veine, une étude géochronologique in-situ sur lame mince a été tentée, d’abord par microsonde électronique (Montel et al., 1996) à l’UMS 3623 Raimond Castaing de Toulouse, puis par LA-ICP-MS au BRGM d’Orléans. Ces deux analyses se sont avérées infructueuses en raison d’une teneur trop faible en thorium des monazites (< 7 %) pour permettre une estimation à partir d’analyses microsondes (voir annexe IV.3), et d’une concentration trop importante en plomb commun (rapport 207Pb/206Pb) pour permettre une estimation à partir d’analyses LA-ICP-MS.

Figure 9.4.11. Grains de monazites hydrothermales dans les plages de muscovite d'une veine de quartz de Glorianes (vue en BSE). A 7 mono-grain de monazite. B 7 amas de grains de monazite.

4.g - Étude préliminaire des inclusions fluuides Une étude préliminaire microthermométrique des inclusions fluides dans les quartz des veines du corps filonien 3 (galerie G-SE783) a été réalisée, afin de déterminer les températures d’homogénéisation des inclusions fluides (qui renseigne sur leur température de piégeage) et d’estimer leur chimie (nature du fluide, H2O ou CO2, et des sels dissous) et leur taux de salinité. Cette étude a été réalisée au sein du laboratoire GET, à l’aide d’un microscope Olympus BX51, équipé d’une à platine chauffante ou réfrigérante Linkam CI94 couplée à une pompe Linkam LNP.

Le quartz QzV étant intensément déformé au sein des veines de quartz, les inclusions fluides sont rarement visibles et de taille infra-micrométrique, ce qui ne permet de bonnes conditions d’analyses. Par conséquent, l’étude s’est portée sur les inclusions comprises dans les quartz QzIV peu déformés en remplissage des fractures des arsénopyrites. Leur analyse est d’autant plus intéressante que leur position dans le cortège minéralogique les place dans la phase

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 201 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 9.4.12. Inclusions flauides des quartz IV d'une veine à arsénopyrite aurifère. A 7 inclusions bi-phasées liquide-vapeur (L+V) et mono-phasées à vapeur (V) alignées le long d'un joint de grains de quartz. B 7 groupe d'inclusions mono-phasées V et bi-phasées L+V. C & D 7 inclusions bi-phasées L+V alignées le lond de joints de grains de quartz.

IV à sulfures-or. Ces inclusions, de taille réduite (< 10 μm), sont soit monophasées à vapeur seule (V), soit biphasées à liquide-vapeur (L+V) (fig. 9.4.12A) et souvent réparties en groupes (fig. 9.4.12B). Elles ne suivent pas un plan qui pourrait représenter une fracture tardive, ce qui permet d’envisager une origine primaire pour ces inclusions. La plupart de ces inclusions sont plus rarement alignées le long de sous-joints de grains de quartz (fig. 9.4.12A, C & D). Les analyses ont porté sur 16 inclusions fluides (tab. 9.3).

Les températures de congélation des inclusions, relativement homogènes entre elles (entre -40,1 °C et -33,0 °C) (tab. 9.3), indiquent des fluides disposant de mélange de divers sels dans l’eau. La majorité des inclusions montrent une température de fusion entre -5,1 °C et -4,0 °C

(tab. 9.3), indiquant une salinité comprise entre 6,45 et 8,00 %éq. NaCl., après application de la

202 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque formule empirique de Bodnar (IV.1). Cette formule permet de corréler le taux de salinité des fluides en équivalent NaCl avec la température de fusion des inclusions congelées.

= ∗| |−|( ∗ 2)|+|( ∗ 3)| X éq. NaCl 1,78 T 0,0442 T 0,00057 T (IV.1)

Quelques inclusions présentent des températures de fusion proches de 0 °C, indiquant une composition proche de l’eau pure. Il s’agit très probablement d’inclusions secondaires. Les températures d’homogénéisation n’ont pu être récupérées sur l’ensemble des inclusions, faute d’un repérage suffisant ayant permis de toutes les retrouver entre les opérations de congélation-fusion et les opérations d’homogénéisation. Les températures d’homogénéisation obtenues oscillent entre 172,6 °C et 247,1 °C, selon les inclusions. Ces variations sont également observables au sein d’un même groupe d’inclusions (tab. 9.3).

Inclusion Phases Tc (°C) Tf (°C) Th (°C)

IF1 L+V -40,0 -15,0 n.c

IF2 L+V -36,0 -15,0 236,3

IF3 L+V -35,0 -4,0 n.c

IF4 L+V -34,0 -0,2 n.c

IF5 L+V -33,0 -13,4 n.c

IF6 L+V -34,4 -15,7 n.c

IF7 L+V -33,7 -4,8 n.c

IF8 L+V -34,6 -4,3 n.c

IF9 L+V -40,1 -0,3 n.c

IF10 L+V -34,5 -4,5 n.c

IF11 L+V -33,1 -7,8 n.c

IF12 L+V -35,7 5,1 n.c

IF13 L+V -33,6 -4,5 185,7 ¡ 214,3

IF14 L+V -33,1 -4,6 181,3

IF15 L+V -35,0 -4,8 187,4 ¡ 247,1

IF16 L+V -33,9 -0,3 172,6

Tableau 9.3. Températures de congélation (Tc), de fusion (Tf) et d’homogénéisation (Th)) obtenues par analyse des inclusions flauides des quartz de l’échantillon ASP158 D.

5. Discussion 5.a - Formation des veines aurifères par circulation de fluuides canalisée

La présence de veines à qz-apy, concordantes sur la schistosité S0-1-2 et déformées par la schistosité S3, souligne l’existence d’un système de circulation de fluides hydrothermaux

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 203 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

précoce, actif au moins à partir de la phase de déformation D2, voire dès la phase D1. Si l’existence de failles inverses anté-S3, telles que décrites par Blès & Costargent (1985), n’a pu

être confirmée, il est en revanche très probable que le secteur de Glorianes était, avant le stade D3 et le rétro-métamorphisme, un système disposant déjà d’une perméabilité suffisante pour permettre une circulation de fluides canalisée. En effet, les trois générations de veines reconnues à Glorianes et Serrabona sont confinées dans une bande large de 1 à 2 km, d’orientation N100- 120° sur environ 5 km de long, et ne sont aucunement présentes dans le reste du massif des Aspres. La présence d’une circulation de fluides localisée et de bancs de quartzite, de rhéologie plus forte que les méta-pélites encaissantes, sont autant de facteurs marquant une anisotropie dans la structure régionale pouvant permettre la localisation de la déformation et le développement d’un couloir de cisaillement. Outre ce processus, la perméabilité a également pu être localement augmentée par la formation de l’antiforme de Serrabona, dont la position du plan axial correspondrait à celle des veines aurifères de Glorianes (Polizzi, 1990).

L’apparition précoce de la sidérite dans le cortège minéralogique est un phénomène ubiquiste pour l’ensemble des minéralisations (Au, Cu, Ni…) du massif des Aspres (Pigetvieux, 1981). Cependant, l’ancien gisement de Glorianes se démarque par la présence de veines à sidérite massive. L’origine de cette sidérite massive est discutée par Polizzi (1990) qui propose une formation par métasomatisme de bancs de carbonates, arguant l’absence d’altération hydrothermale aux épontes des veines, qui serait visible en cas de formation de ces veines par dépôt induit par une circulation de fluide hydrothermale. Cependant, le schiste à leur contact présente un très fort enrichissement en Mn, avec des teneurs nettement plus élevées que dans la veine ou le reste de l’encaissant (Cunningham, comm. pers. 2018). Cet enrichissement pourrait être le marqueur d’un métasomatisme induit par une circulation de fluides le long de la veine, qui aurait percolé dans le schiste. Par ailleurs, toutes les minéralisations contenant de la sidérite précoce ne sont pas associées à des bancs de carbonates (Pigetvieux, 1981). Il est ainsi plus probable que la formation des veines à sidérite reflète la circulation d’un premier fluide hydrothermal à CO2 enrichi en Fe et Mn d’origine métamorphique. Ce fluide pourrait provenir de la réaction de décarbonatation des calcaires dolomitiques à pyrite de la formation de Canaveilles, alors soumis à des conditions de température > 500 °C (cf. chapitre 8). La présence de fluides à CO2 précoces, probablement émis lors du pic du métamorphisme régional, dans des systèmes de circulation de fluides à l’origine de

204 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque minéralisation aurifères a été observée dans le complexe d’Ashuanipi (Province du Supérieur oriental, Québec) (Moritz & Chevé, 1992).

5.b - É volution des veines aurifères : : : < remobilisation in-situ ou apports extérieurs successifs des métaux : : : = Fougerousse et al. (2016b) ont décrit un enrichissement localisé de l’arsénopyrite en or le long de plans de micro-fractures au sein des cristaux, caractérisées par des processus de dissolution-recristallisation. Ainsi, les arsénopyrites ApyIII de Glorianes pourraient le résultat d’un processus de dissolution-recristallisation des ApyII sous l’effet de la circulation d’un fluide.

Ce processus pourrait être à l’origine des micro-inclusions d’électrum dans les ApyIII, issues de l’extraction d’Au des ApyII. En revanche, la présence de masses plus importantes d’or dans les fractures des arsénopyrites, ainsi que de nombreuses phases sulfurées à métaux de bases non- présents dans les arsénopyrites, suppose que la paragenèse IV soit issue d’une nouvelle injection d’un fluide enrichi en éléments volatils, extérieur au système de la veine.

La cristallisation de baguettes de sidérite SdIV, en alternance avec les baguettes de quartz

QzIV, pourrait indiquer la présence de CO2 dans le fluide alors en circulation de la veine, mais cela serait en contradiction avec les observations effectuées sur les inclusions fluides, où la présence de CO2 n’a pas été confirmée. L’étude géochimique des sidérites réalisée par Roattino

(2018) montre une correspondance des spectres REE entre la SdI et la SdIV dans les veines à sidérites, indiquant que la SdIV est issue de la recristallisation in-situ de la SdI, sans intervention d’un fluide extérieur. Bien que les fibres de sidérite des veines à arsénopyrite n’aient pas été analysées au cours de l’étude de Roattino (2018), il est raisonnable d’envisager que ces dernières puissent être apparentées aux sidérites SdIV des veines à sidérite. Le cortège minéralisé à pyrite- chalcopyrite IV est communément contemporain à la cristallisation des sidérites SdIV et des sidérites fibreuses.

5.c - Conditions P-T de formation des veines aurifères L’utilisation du géothermomètre arsénopyrite indique une température de formation des veines variant entre 440 et 491 °C. Ces estimations sont en partie cohérentes avec celles effectuées par Polizzi (1990) avec la même méthode, mais les intervalles de température qu’il propose sont plus importants (entre 300 et 500 °C), et couvrent notamment des conditions de température plus basses. Cette différence peut être expliquée par le mode d’application du

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 205 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) géothermomètre arsénopyrite. En effet, bien que Polizzi (1990) fasse également mention de deux groupes d’arsénopyrites de compositions distinctes, son application du géothermomètre se fait en employant l’intégralité des compositions d’arsénopyrite, considérées à l’équilibre avec les micro- cristaux de pyrrohtite en inclusion. Les ApyII étant moins riches en As que les ApyIII, leur température d’équilibre théorique est plus basse. La présence d’inclusions de pyrrhotite dans les

ApyII n’ayant pas été observée, les conditions BT ne peuvent être confirmée. Cependant, si ce résultat s’avérait valable, il indiquerait que le développement des veines à arsénopyrite aurifère se serait produit au cours d’un épisode de réchauffement local et non de refroidissement.

Les valeurs de température obtenue à partir du géothermomètre arsénopyrite concordent

également avec la gamme de température du style de déformation du quartz QzV des veines à quartz. Ces derniers montrent une déformation largement dominée par le fluage-dislocation et une très forte réduction de taille de grain, se produisant typiquement sous une gamme de températures située entre 400 °C et 500 °C (Passchier & Trouw, 2005).

En résumé, le géothermomètre arsénopyrite et les marqueurs de déformation du quartz indiquent que le système des veines aurifères de Glorianes s’est développé sous des conditions de moyenne température, globalement comprises entre 440 °C et 500 °C. Ces conditions sont supérieures à celles estimées pour la formation des veines aurifères du Vall de Ribes (entre 350 et 400 °C) (Ayora et al., 1992). Elles dépassent aussi les conditions estimées de formation des skarns d’Andorre (entre 370 et 450 °C) (Soler et al., 1990) et des veines associées au skarn de Salau (entre 330 et 450 °C) (Poitrenaud, 2018). Les conditions de températures des veines de Glorianes se démarquent aussi très nettement de celles estimées dans les minéralisations du Massif central, généralement inférieures à 300 °C (tab. 9.4) (Bouchot et al., 2005). Quant à l’ancien gisement de Salsigne, si des conditions supérieures à 400 °C sont estimées dans la paragenèse sulfurée tungstenifère, celles de la paragenèse sulfurée aurifère est comprise entre 200 et 250 °C.

Boiron et al. (2003) ont montré que les gîtes aurifères tardi-varisques, hors Pyrénées, enregistrent généralement un refroidissement progressif couplés à une exhumation, suivi d’un épisode de décompression brutale, puis d’un refroidissement brutal sous des conditions sub- isobariques. L’événement minéralisateur aurifère est contemporain de ce dernier événement, marqué par un mélange entre fluides métamorphiques et fluides supergènes à la base de la croûte

206 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque supérieure. A contrario, l’encaissant des veines de Glorianes, comme le reste du massif des Aspres, enregistre un refroidissement isobarique. Par ailleurs au regard des températures enregistrées dans les veines, et bien que les analyses d’inclusions fluides n’aient pas été concluantes pour le confirmer, il est probable que les minéralisations de Glorianes soient issues de fluides d’origine exclusivement métamorphique, sans implication de fluides supergènes. En effet, l’arrivée de ces derniers dans le système aurait probablement été marquée par un fort refroidissement qui n’a pas été enregistré par les marqueurs pétro-structuraux.

Minéralisations Paragenèse Conditions P-T Auteurs Glorianes qz-apy-elc-ccp-bsm-gn-py-po 440-491 °C / ~0,2 GPa Cette étude Vall de Ribes qz-ank-apy-py-ccp-gn 350-400 °C / 0,2 GPa Ayora et al. (1992) Andorre P1 : grs-hdb-aln 400-500 °C / 0,2 GPa Soler et al. (1990) P2 : qz-apy-ccp-sph-gn-Bi-Au-py ~ 350 °C / 0,2 GPa Salau P1 : grs-hdb-wol±shl-apy-po 470-650 °C / 0,3 GPa Poitrenaud (2018) P2 : qz-ap-shl-apy-po-ccp-elc 327-450 °C / 0,24 GPa Salsigne P1 : po-ccp-apy-py±shl-wlf 400-450 °C / 0,4-0,5 GPa Bouchot et al. (2005) P2 : Bi-bsm-Au-gn-sph 200-250 °C / 0,15 GPa Saint-Yrieix P1 : apy-py-po 450-500 °C / 0,2-0,3 GPa Bouchot et al. (2005) P2 : sph-Au-gn 180-250 °C / ~0,1 GPa La Marche P1 : po-apy-py 200-240 °C / 0,4 GPa Bouchot et al. (2005) P2 : ccp-sph-stb-Au > 90 °C

Tableau 9.4. Paragenèses et conditions P-T de formation des veines aurifères tardi-varisques des Pyrénées et du Massif central. Les principales paragenèses aurifères et leurs conditions P-T sont en italique.

5. d - Minéralisations aurifères de Glorianes : : : < marqueurs de la transition fragile-ductile La formation des veines de Glorianes intervient dans un environnement où la croûte supérieure, échauffée lors du pic HT-BP, se refroidit très rapidement (cf. chapitre 8). Elle marque également la transition où la déformation régionale passe d’une déformation plastique pervasive et peu pénétrative (plis P3 et schistosité de crénulation S3) à une déformation de plus en plus localisée (zones de cisaillement C3), et passant d’un régime ductile vers un régime fragile-ductile (cisaillements tardifs fragiles-ductiles) (cf. chapitre 7).

La présence de veines à sidérite spathique et à arsénopyrite automorphe dans les deux premiers stades de la séquence paragénétique indique une déformation initiale cassante avec ouverture de cavités. La formation de structures faillées à la transition entre le stade D2 et le

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 207 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

stade D3 avait été proposée par Blès & Costargent (1985) et Polizzi (1990) pour expliquer l’ouverture initiale des veines. Cette phase transitoire pourrait correspondre à celle correspondant au passage vers une dynamique de déformation de plus en plus localisée au cours du stade D 3 (cf. chapitre 7).

La formation de surcroissances d’arsénopyrites ApyIII automorphes sur les cristaux d’ApyII et la préservation de la zonation chimique et de l’habitus de ces dernières souligne une absence de déformation généralisée dans les veines d’arsénopyrite massive. Les bandes d’ApyIII traversant les ApyII, marquée par une redistribution des éléments traces situés initialement dans l’ApyII, montrent l’existence probable de bandes de déformation localisée au sein des ApyII. Fougerousse et al. (2016a) ont démontrés que de telles structures sont issues de la micro- fracturation plastique et du développement de sous-grains dans les arsénopyrites. La redistribution subséquente des éléments est induite par des phénomènes de dissolution- reprécipitation, en présence d’un fluide. Fougerousse et al. (2016a) insistent sur le fait que ce phénomène ne se produit que sous des conditions de faible déformation. Dans le cas d’une déformation de forte intensité, l’arsénopyrite ne subit pas de déformation interne ou externe. Cette dernière affecte de préférence les minéraux de la gangue, notamment le quartz.

Il est probable que les stades paragénétiques III et IV des veines de Glorianes soient issus d’un stade de déformation relativement peu intense au sein des arsénopyrites massives. Cette faible intensité peut être le résultat d’une plus forte rhéologie des arsénopyrites induisant une localisation de la déformation préférentiellement dans les veines de quartz et l’encaissant, ce qui est souligné par les ombres de pression générées par les arsénopyrites en contact avec les veines de quartz IV et V. Il serait intéressant de coupler des cartes EBSD avec des cartes chimiques des éléments traces par LA-ICP-MS dans les arsénopyrites, afin de confirmer si leurs variations chimiques correspondent à des réorientations cristallines.

La présence de bandes d’intense déformation, localisées au sein des veines de quartz, pourrait être l’expression de l’ouverture de fractures lors d’épisodes sismiques, qui seraient ensuite immédiatement déformées à moyenne température lors de la relaxation post-sismique, tel que décrit par Trepmann et al. (2007).

208 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

5.e - Formation du gisement dans l’évolution tectono-métamorphique varisque La position sub-concordante des veines aurifères de Glorianes-Serrabona avec la schistosité S3 et les cisaillements C3 indique une mise en place contemporaine du stade de déformation D3, ainsi que du rétro-métamorphisme dans le massif des Aspres (cf. chapitres 7 et 8). Le complexe filonien se situe également dans un secteur où de nombreuses zones de cisaillement ductiles C3 et fragiles-ductiles tardives ont été reconnues. La position des veines aurifères le long de couloirs de cisaillement C3 et leur morphologie de type veine syn- cisaillement (Hodgson, 1989) indique que ces dernières sont très probablement co-génétiques des cisaillements C3. Dès lors, cela place la circulation des fluides et la remobilisation de l’or dans le stade de formation du dôme du Canigou. Cet épisode est notamment marqué par une connexion entre la croûte moyenne encore partiellement fondue et la croûte supérieure en refroidissement par le biais des zones de cisaillements verticales C3 (Cochelin, 2016 ; Lemirre, 2018) (cf. chapitres 7 et 8). Ces structures, plus perméables que les roches encaissantes (Dipple & Ferry, 1992), étant reconnues comme des drains préférentiels de la circulation canalisée des fluides (Olivier, 1996) et des lieux d’importantes interactions fluide-roche (Dipple & Ferry, 1992 ; Goncalves et al., 2012 ; Link, 2016), il est probable que leur activité ait favorisé la remontée de fluides métamorphiques issus de la croûte moyenne.

Par ailleurs, il n’est pas à exclure que les couloirs de cisaillement C3 de Glorianes- Serrabona puissent être des segments du réseau anastomosé de la zone de cisaillement de Merens-Perthus décrit par Cochelin (2016). Ces couloirs pourrait notamment connecter deux des principaux segments proposés de ce réseau que sont la zone de cisaillement de Baillestavy et la zone de cisaillement de Casefabre. Cette dernière a été proposée par Polizzi (1990) comme une prolongation probable de la zone de cisaillement de Merens. En effet, la zone de cisaillement de Casefabre est caractérisée par une anomalie géochimique en or, principalement représentée par le prospect de Saint-Pons, tout comme la zone de cisaillement de Merens, qui présente une forte anomalie géochimique en or dans les unités cambriennes de son compartiment nord (Polizzi, 1990 ; Moyroud & Salpeteur, 1993). Il est cependant difficile de confirmer cette proposition, du fait que les connexions avec les zones de cisaillement de Merens et du Perthus ne peuvent être directement observées, masquées sous les sédiments des bassins cénozoïques de la Têt et du Tech. De plus, les données structurales entre Casefabre et Boule d’Amont sont trop disparates

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 209 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) pour préciser les relations structurales entre les couloirs de cisaillement de Glorianes-Serrabona et la zone de cisaillement de Casefabre.

Bien que les observations pétro-structurales montrent que la formation des veines aurifères soit synchrone du rétro-métamorphisme de la croûte supérieure, les estimations des conditions de température de leur formation (entre 440 et 500 °C) sont très différentes de celles du rétro- métamorphisme (entre 250 et 350 °C) (cf. chapitre 8). Ces valeurs dépassent même celles du pic thermique HT-BP enregistré dans les méta-pélites situées à proximité du site (413 ± 12 °C). L’intervalle de température enregistré par le géothermomètre arsénopyrite n’étant cohérente ni avec celles du pic thermique HT-BP varisque, ni avec celles du rétro-métamorphisme subséquent, il est très probable qu’elle corresponde alors à des conditions thermiques locales au sein des veines. Les fluides étant connus pour être des agents de transfert de chaleur importants, ils pourraient être la cause de ces anomalies de température (Brady, 1988 ; Chamberlain & Rumble, 1989). Cependant, l’étude préliminaire des inclusions fluides dans les veines de quartz n’a pas permis de confirmer in-situ les valeurs thermométriques des arsénopyrites. Les températures d’homogénéisation mesurées sont trop basses pour être liées de façon fiable aux valeurs du géothermomètre arsénopyrite. L’analyse des inclusions fluides mériterait d’être approfondie et réalisée de façon plus systémique sur divers échantillons des veines de quartz du complexe filonien.

Les minéralisations aurifères de Glorianes-Serrabona marquent ainsi probablement le stade d’exhumation de la croûte moyenne par la formation du dôme du Canigou et le développement de cisaillements qui affectent l’ensemble des niveaux crustaux dans les premiers stades du refroidissement de la croûte. Plusieurs stades d’évolution peuvent être définis :

1) la circulation précoce de fluides métamorphiques au cours du pic HT/BP et du stade de

déformation D2 : formation des veines à quartz-arsénopyrite de type I ;

2) l’ouverture de fractures localisées, probablement induites par l’activité de failles, au

début du refroidissement de la suprastructure et du stade D3 et remontée induite de fluides métamorphiques : formation des veines à quartz-arsénopyrite de type II ;

3) formation du dôme du Canigou, passage d’une déformation pervasive, marquée par la

schistosité S3, vers une déformation de plus en plus localisée, marquée par les

cisaillements C3, avec activité de failles d’abord dans le régime fragile (sidérite et à

210 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

arsénopyrite), puis ductile (veines à arsénopyrite aurifère et à quartz) avec injection massive de fluides métamorphique par pulses successifs ;

4) activité des cisaillements tardifs fragiles-ductiles, puis uniquement fragiles.

5.f - Âge des minéralisations Bien que l’étude pétro-structurale à l’échelle régionale, puis à l’échelle des corps minéralisés, ait permis de caler la formation des veines aurifères dans l’évolution tectono- métamorphique varisque, l’absence de données géochronologiques ne permet pas de préciser l’âge et la durée de la formation des veines dans cette évolution. Cette lacune pourra éventuellement être comblée par la datation Re-Os des arsénopyrites massives des veines, ainsi que par une datation de la déformation D3, si d’autres phases datables sont présentes (cf. chapitre 8.2.d).

Cependant, à partir de la position structurale des minéralisations aurifères et des données géochronologiques sur les intrusions magmatiques, il est possible d’établir une période probable de mise en place des minéralisations. La relation des veines minéralisées avec la schistosité S3 et le système de cisaillements C3 souligne que la formation des corps minéralisés est contemporaine de l’exhumation du cœur du dôme du Canigou. Le granite de Costabonne, qui recoupe l’enveloppe sud du dôme, a été daté à 302 ± 4 Ma (Laumonier et al., 2016), tandis que le système intrusif de Batère, en partie synchrone du stade D3, est supposé appartenir à la phase de plutonisme calco-alcalin tardi-orogénique, daté entre 305 et 300 Ma (Denèle et al., 2014). Dans les Pyrénées centrales et occidentales, Lemirre et al. (2019) ont daté l’initiation du métamorphisme HT-BP et du magmatisme à environ 303 Ma et ont montré que la croûte moyenne est restée partiellement fondue pendant plus de 10 Ma, jusqu’à environ 290 Ma. Le système de bandes de cisaillement, auquel est rattaché les veines aurifères de Glorianes, est enraciné dans les migmatites de la croûte moyenne, indiquant que cette déformation localisée avait cours alors que ce niveau crustal était encore partiellement fondu. À partir de ces résultats, il est possible d’affirmer que l’événement de mise en place des minéralisations aurifères du Canigou s’est très probablement déroulé entre 303 et 290 Ma.

Cet intervalle d’âge raccorde temporellement la mise en place des minéralisations aurifères du dôme du Canigou et du massif des Aspres à l’événement « Or-300 Ma », défini par Bouchot et al. (1997) dans le Massif central. Cependant, au regard de la chronologie des événements

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 211 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) tectono-métamorphiques proposée par Lemirre (2018), il probable que la formation des corps minéralisés du Canigou et des Aspres soit légèrement postérieure de quelques Ma à celle des corps minéralisés du Massif central. Par ailleurs, l’âge probable des minéralisations aurifères des Aspres concorde également avec les datations réalisées par Poitrenaud et al. (2019) dans les veines à sulfures aurifères des filons du skarn de Salau (Ariège), donnant un âge à 289 ± 2 Ma (U/Pb sur apatite). Marcoux et al. (1991) avaient également souligné l’âge tardi-varisque des minéralisations filoniennes du massif des Aspres (dont celles de Glorianes et du Puig dels Moros), à partir des rapports isotopiques du plomb. Les auteurs proposaient un âge compris entre 300 et 250 Ma, sans plus de précision.

En résumé, les minéralisations aurifères du dôme du Canigou et des Aspres appartiennent probablement à un événement métallifère aurifère s’étant déroulé à l’échelle de la marge Nord du Gondwana, à la transition entre le Carbonifère et le Permien, entre 300 et 285 Ma. Cet événement marque la formation de dômes métamorphiques qui exhument la croûte moyenne, encore partiellement fondue, par le biais de détachements et de zones de cisaillement. Ces structures connectent la croûte supérieure, refroidie ou en cours de refroidissement, avec la croûte moyenne et la croûte inférieure, encore partiellement fondues et chargées en fluides et éléments volatils issus des réactions de dévolatilisation des roches au cours du pic thermique varisque. L’initiation et le développement de cette déformation localisée créent des drains perméables permettant la circulation ascendante canalisée de fluides métamorphiques chargés en volatils.

6. Conclusion L’étude des minéralisations aurifères de Glorianes et de leur environnement pétro- structural a permis de déterminer la position de la formation des corps minéralisés dans l’évolution tectono-métamorphique varisque. La formation des veines aurifères à l’échelle du dôme du Canigou et du massif des Aspres marque le début du refroidissement de la suprastructure et la transition entre deux régimes tectoniques dans les Pyrénées varisques. Les veines aurifères de Glorianes, bien que formées au cours de la phase de refroidissement crustal, montrent cependant des conditions de température de formation dépassant très largement celles de l’encaissant. Ces conditions dépassent aussi nettement celles estimées pour l’ensemble des gîtes aurifères, du même âge probable, des Pyrénées et du Massif central. Bien que la formation de l’ancien gisement de Glorianes se déroule au cours du stade d’exhumation de la croûte

212 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque moyenne à l’échelle du segment pyrénéen de la ceinture varisque, la formation des veines aurifères a lieu pendant un refroidissement isobarique de la croûte supérieure.

La formation des veines aurifères de Glorianes est marquée par une alternance, voire parfois une concomitance, entre déformation ductile et déformation fragile. Les premiers stades de développement des veines à sidérite et arsénopyrite se déroulent sous des conditions de déformation uniquement fragiles. L’évolution subséquente des veines est caractérisée par l’apparition ponctuelle de marqueurs d’une déformation fragile au sein d’un système soumis à une déformation continue ductile à moyenne température. Ces variations du régime de déformation au sein des veines induit des changements du mode de circulation de fluides qui passe d’un régime de circulation continu à un régime discontinu, caractérisé par l’injection plus brutale et plus massive de fluides, conduisant à l’ouverture de nouvelles veines. Cette dynamique est probablement le fruit d’une alternance entre des épisodes d’injection de fluides par valve sismique et des périodes de cristallisation au sein des ouvertures pendant à un cisaillement ductile continu. Le processus de valve sismique serait à l’origine de l’ouverture ponctuelle de chenaux très perméables au sein des zones de cisaillement C3, permettant aux fluides métamorphiques et aux éléments volatils sous-jacents de remonter rapidement le long de ces structures.

L’étude pétrologique détaillée des corps minéralisés révèle également que l’enregistrement pétrologique des conditions P-T dans les veines diffère de celui de l’encaissant. Cela souligne que les corps minéralisés peuvent refléter des conditions P-T-X très locales, non-représentatives du contexte régional. À ce titre, l’étude pétro-structurale à échelle régionale et locale s’avère aussi importante que l’étude des corps minéralisés pour comprendre la formation de ces derniers.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 213 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Chapitre 10 – Détermination de la source de l’or par étude géochimique et cartographie semi-quantitative LA-ICP-MS des éléments traces sur pyrite 1. Introduction La source de l’or est l’un des facteurs les plus difficiles à établir dans la construction d’un modèle métallogénique. Cela tient en grande partie au fait que les niveaux sources sont ardus à identifier, car ils n’affleurent pas systématiquement à proximité des gîtes aurifères (Tomkins, 2013). Depuis une décennie, il est régulièrement proposé que l’or des gisements orogéniques soit dérivé de sulfures primaires (notamment la pyrite) disséminés dans les méta-sédiments riches en carbone (Gaboury, 2013). L’or serait relargué dans les fluides par la déstabilisation des pyrites en pyrrhotite au cours du métamorphisme syn-collisionel, à la transition entre les faciès amphibolite et schiste vert (Phillips & Powell, 2010 ; Pitcairn et al., 2010). Ce modèle permet d’invoquer une source commune pour l’H2O, le CO2, l’Au et le S.

La série méta-sédimentaire du flanc NE du dôme du Canigou se caractérise par la présence de deux niveaux-repères carbonés disposant de sulfures disséminés : les carbonates de la formation de Canaveilles et les schistes noirs de la formation de Cabrils. Ces deux couches sont structuralement situées sous les corps minéralisés de Glorianes-Serrabona. Cette position en fait des sources potentielles de l’or remobilisé dans ces veines. De plus, les carbonates de Canaveilles présentent un enrichissement en or identifié par Polizzi (1990). Un enrichissement semblable a été identifié dans les niveaux gréso-pélitiques et conglomératiques du groupe de Jujols. Polizzi (1990) propose ainsi que ces niveaux auraient été, pour certains, les niveaux sources de l’or, lessivés par les fluides métamorphiques varisques. Au Vall de Ribes, sur le flanc sud du dôme du Canigou, des sulfures disséminés présentant de l’or natif et du tungstène sont référencés dans les niveaux de micaschistes à ilménite et les niveaux de carbonates de la formation de Canaveilles (Ayora et al., 1986). À Salsigne, sur le flanc sud du dôme de la Montagne Noire, Courjault-Radé et al. (2001) suggèrent un enrichissement en or de la colonne méta-sédimentaire, sous-jacente aux veines minéralisées, associé au magmatisme basique d’âge supposé Ordovicien inférieur. Cette proposition sous-tend un processus d’extraction de l’or depuis le manteau, suivie d’une pré- concentration de la colonne sédimentaire.

214 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Afin d’établir l’origine de l’or des corps minéralisés de Glorianes-Serrabona et d’identifier ses éventuels niveaux sources, une étude géochimique, basée sur des analyses Au roche totale à échelle régionale, et couplée avec la cartographie semi-quantitative par LA-ICP-MS sur sulfures a été réalisée. L’objectif de cette étude est d’identifier d’éventuels niveaux présentant une concentration anomale et de confirmer si les carbonates à pyrite de Canaveilles et les niveaux de quartzites du groupe de Jujols aient pu être pré-concentrés en or. Par extension, cela permet également de discuter de l’origine des fluides et de l’échelle spatiale de leur circulation au sein de la croûte.

2. É chantillons et méthodologie Les analyses géochimiques roche totale (majeurs + traces à 52 éléments + Au) (voir annexe III.2) ont été réalisées sur 28 échantillons répartis à travers l’ensemble du dôme du Canigou et du massif des Aspres (fig. 10.3.1 ; tab. 10.2). Ces analyses ont été réalisées par le laboratoire de géochimie d’ALS de Loughrea, Irlande. Les analyses roche totale Au ont été effectuées par essai au feu et ICP-AES. Les 28 analyses roche totale Au ont été comparées aux analyses roche totale Au effectuées par Polizzi (1990) à travers le massif des Aspres et le flanc du dôme du Canigou. Ces analyses avaient été réalisées par absorption atomique en four graphite.

Les cartographies LA-ICP-MS des éléments traces ont été réalisées in-situ sur deux amas d’une lame mince de pyrites disséminées dans un niveau de marbre de la formation de Canaveilles. 20 éléments ont été analysés (tab. 10.1).

Éléments

33S, 48Ti, 52Cr, 55Mn, 56Fe, 59Co, 60Ni, 63Cu, 66Zn, 75As, 82Se, 107Ag, 118Sn, 121Sb, 128Te, 182W, 195Pt, 197Au, 208Pb, 209Bi

Tableau 10.1. Liste des éléments analysés pour les cartes semi- quantitatives LA-ICP-MS sur pyrite.

Les analyses LA-ICP-MS ont été réalisées à la direction des laboratoires du BRGM d’Orléans. La calibration et l’acquisition des données ont été réalisées par Philippe Lach, avec le même appareillage et les mêmes conditions que les cartographies LA-ICP-MS des arsénopyrites du chapitre 9. Le traitement et la quantification des cartes, ainsi que l’extraction des analyses Au

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 215 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) et du rapport Ag/Ni ont été réalisés par Blandine Gourcerol. Le rapport Ag/Ni des pyrites permet de retrouver leur processus de formation (diagenèse, métamorphisme…) et par là même de déduire l’origine de la concentration des éléments traces qu’elles contiennent (Gourcerol et al., 2018).

3. Résultats 3.a - Identificcation des niveaux anomaliques en or L’ensemble des lithologies constituant le cœur du dôme du Canigou sont caractérisées par des teneurs en or qui sont celles du clarke (1 ppb). Ces teneurs sont valables aussi bien pour les micaschistes anatectiques du Cady, les micaschistes à andalousite de Balagt et l’orthogneiss du Canigou. Les leucogranites du Cady, issus de l’extraction des jus migmatitiques, semblent même être dépourvus d’or (< 1 ppb). De même, l’intrusion tardi-varisque de gabbro-diorite de Batère ne montre pas de concentration anomalique en or (1 ppb) (tab. 10.2).

Sur la bordure du dôme, les schistes et micaschistes de la formation de Canaveilles disposent également de teneurs de l’ordre de 1 à 2 ppb. Seuls les carbonates à pyrite de cette formation, montrent des teneurs anomaliques (4 à 8 ppb) (tab. 10.2 ; fig. 10.3.1). La teneur en or dans ces lithologies reste identique entre les échantillons prélevés au sein et au dehors de la zone de cisaillement de Baillestavy. Les échantillons analysés par Polizzi (1990) dans cette formation, bien que présentant des valeurs plus élevées, montrent la même tendance de répartition de l’or entre les schistes (entre 9 et 25 ppb) et les carbonates (entre 35 et 50 ppb) (fig. 10.3.1). La formation de Cabrils se caractérise par de fortes anomalies en or, qu’il s’agisse des schistes rubanés (5 à 6 ppb) ou des schistes noirs (6 ppb). Ces derniers sont caractérisés par de fortes proportions en carbone C (entre 0,5 % et 3 %) et en soufre S (entre 0,06 % et 0,14 %), très largement supérieures à celles des autres lithologies, carbonates mis à part. Ces fortes teneurs en carbone et en soufre sont cohérentes les observations de nombreux cristaux de graphite et de quelques sulfures disséminés dans ces schistes noirs. Les méta-andésites de la formation de Cabrils montrent au contraire des teneurs en or de l’ordre de 2 ppb. Les schistes des formations cambriennes d’Evol et de Jujols se caractérisent par des teneurs en or également proches du clarke. Cependant, les niveaux de quartzites du prospect de Saint-Pons montrent des teneurs anomaliques (entre 6 et 11 ppb). A contrario, les quartzites du site de Glorianes ne montrent pas d’anomalie particulière (3 ppb).

216 C S Au As Ag Bi Cu Hg Co Ni Pb Zn Sb Se W Échantillon Lithologie Isograde (formation) métam. % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm HT/BP 0,01 0,01 0,001 1 0,5 0,05 1 0,005 1 1 2 2 0,05 0,2 1 ASP1706B Qtz (Jujols) Chlorite 350 0,02 <0,01 0,011 9,8 <0.5 0,09 3 0,016 <1 7 11 21 0,51 <0.2 1 ASP1710A Sct (Jujols) Chlorite 350 0,16 <0,01 0,006 82 <0.5 0,15 41 0,012 10 56 26 184 2,33 0,4 6 ASP1711F Qtz (Evol) Chlorite 400 0,07 0,01 0,003 26,4 <0,5 0,13 27 <0,005 10 31 8 80 0,55 <0,2 2 ASP1812 Sct. Noir (Evol) Chlorite 450 0,18 0,01 0,002 2 <0,5 0,13 30 <0,005 14 41 13 116 0,17 <0,2 2 ASP1821 Sct noir (Evol) Chlorite 400 0,76 0,01 0,007 2,2 <0,5 0,21 33 <0,005 1 12 18 73 0,58 0,6 3 ASP1729 Sct. (Cabrils) Chlorite 500 0,22 <0,01 0,005 18,2 <0.5 0,25 45 0,011 2 9 14 91 1,46 0,9 2 ASP1723A Méta-ads (Cabrils) Chlorite 450 0,03 <0,01 0,001 2,7 <0.5 0,04 35 <0.005 30 146 9 80 0,39 <0.2 <1 ASP1723B Sct. (Cabrils) Chlorite 450 0,25 <0,01 0,002 22,4 <0.5 0,26 38 0,009 16 50 24 125 0,18 <0.2 2 ASP1803 Sct (Cabrils) Chlorite 450 0,13 <0,01 0,006 31,1 <0,5 0,37 24 <0,005 7 30 9 109 0,52 0,2 3 ASP1786B Sct noir (Cabrils) Biotite 2,34 0,06 0,006 0,6 1,3 0,76 37 0,011 2 33 40 59 1,78 1 3 ASP1741 Sct. (Canaveilles) Andalousite 0,06 <0,01 0,001 0,4 <0.5 0,28 69 <0.005 16 38 17 55 <0.05 <0.2 1 ASP1778A Sct. (Canaveilles) Andalousite 2,02 0,01 0,001 2,3 <0,5 0,15 5 0,005 9 27 15 117 <0,05 <0,2 3 ASP1718A Sct. (Canaveilles) Biotite 0,15 <0,01 0,002 18 <0.5 0,49 46 <0.005 19 50 26 120 <0.05 <0.2 2 ASP1721B Carb. (Canaveilles) Biotite 11,9 0,14 0,008 1,5 <0.5 0,04 2 0,007 <1 2 100 6 0,1 0,4 <1 ASP1763 Carb. (Canaveilles) Biotite 12,2 0,1 0,004 1,6 <0.5 0,03 3 0,014 2 <1 6 3 0,06 0,2 <1 CAN1743B Carb. (Canaveilles) Biotite 10,15 0,03 0,003 10,1 <0,5 0,08 6 <0,005 1 5 15 21 0,13 0,2 1 CAN1749A Sct. (Canaveilles) Andalousite 0,35 0,01 0,001 0,9 <0,5 0,1 29 <0,005 16 43 13 101 <0,05 <0,2 2 CAN1734A Orthogneiss (Canigou) - 0,89 0,03 0,001 0,8 0,8 0,1 5 0,032 2 9 19 749 0,45 0,2 3 CAN1736 Carb. (Canaveilles) Andalousite 11,2 0,01 0,004 3,9 <0,5 0,01 2 <0,005 <1 <1 <2 3 <0,05 <0,2 <1 CAN1739A Orthogneiss (Canigou) - 0,08 <0,01 0,001 40,1 <0.5 0,13 8 0,005 3 9 25 42 0,08 <0.2 1 CAN1810 Mica-sct (Canaveilles) Andalousite 0,12 0,01 0,001 6,8 <0,5 0,25 31 <0,005 18 57 26 165 <0,05 <0,2 4 CAN1825 Micaschiste (Balagt) Sillimanite 0,09 0,03 0,001 2,7 <0,5 0,25 21 <0,005 7 15 9 33 <0,05 <0,2 3 CAN1827 Micaschiste (Balagt) Sillimanite 0,02 0,01 0,004 9,6 <0,5 0,3 13 <0,005 21 53 13 106 0,05 0,2 5 CAN1901 Migmatite (Cady) Anatexie 0,05 0,01 0,001 1,6 <0,5 0,16 44 <0,005 11 23 14 65 <0,05 0,3 3 ASP1746A Diorite (Batère) - <0,01 <0,01 0,001 2,9 <0.5 0,07 10 0,005 7 16 15 80 0,06 <0.2 14 ASP1746B Diorite (Batère) - 0,18 <0.01 0,001 14,5 <0.5 0,06 17 0,005 12 51 24 184 0,14 0,2 2 CAN1821A Granite (Canigou) - 0,18 <0,01 0,001 18,8 <0,5 0,11 <1 <0,005 5 3 <2 30 0,05 <0,2 2 CAN1903 Leucogranite (Cady) - 0,08 <0,01 <0,001 2,6 <0,5 0,05 <1 0,006 1 2 26 19 0,05 <0,2 1 Tableau 10.2. Compositions roche totale en carbone C, soufre S et or Au (+14 éléments accompagnateurs) d'échantillons des roches encaissantes du dôme du Canigou (Sct. = schiste ; ; ; / Mica-sct. = micaschiste ; ; ; / Carb. = carbonate ; ; ;/Méta-ads = méta-andésite). Voir annexe III.2 pour le tableau d’analyse complet. Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 10.3.1. Positions des échantillons analysés par géochimie roche totale au cours de la présente étude et par Polizzi (1990) et leur teneur en or (en ppb).

En résumé, l’or est uniquement concentré dans les carbonates à pyrite de la formation de Canaveilles, dans les schistes rubanés et schistes noirs à sulfures de la formation de Cabrils et dans les quartzites de Saint-Pons. Les autres roches méta-sédimentaires, ainsi que les roches magmatiques varisques et anté-varisques, ont des concentrations égales au clarke de l’or.

3.b - Cartographie LA-ICP-MS des éléments traces sur pyrite Les pyrites des carbonates de la formation de Canaveilles sont présents dans les bancs sous forme de cristaux seuls ou d’amas de cristaux, dont la taille dépasse rarement les 200 μm.

218 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Certains cristaux montrent un habitus cubique, mais la plupart sont caractérisés par la présence de nombreuses surcroissances. Ces dernières sont soit xénomorphes, soit relativement automorphes en montrant un habitus cubique.

Les deux amas de pyrites cartographiés par LA-ICP-MS sont situés dans une matrice de carbonate homogène. Le premier amas est constitué d’un grain principal, avec une masse principale en cœur, contenant quelques inclusions non-sulfurées (carbonate probable), sur laquelle se développent de nombreuses surcroissances sub-automorphes sans inclusions. Ce grain principal est accompagné de deux autres grains plus petits, relativement cubiques (fig.10.3.2A). Le second amas est constitué de deux grains xénomorphes avec peu d’inclusions et de nombreuses surcroissances (fig.10.3.2B). Sur les 20 cartes élémentaires obtenues sur chacun des deux amas, 15 ont été retenues et 5 ont été retirées. Les cartes du fer, du soufre et du sélénium ont été retirées, car la répartition de ces éléments est homogène dans l’ensemble des amas ; celle du platine a été retirée, car ses teneurs sont inférieures à la limite de détection. La carte de l’arsenic a également été retirée, en raison d’une saturation du capteur de l’ICP-MS qui n’a pas permis de récupérer le véritable signal.

Figure 10.3.2. Amas de pyrites d’un carbonate à pyrites de Canaveilles analysés par cartographie semi- quantitative LA-ICP-MS (vus en lumière réflaéchie).

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 219 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 10.3.3. Cartes semi-quantitatives LA-ICP-MS multi-élémentaires de l'amas 1 de pyrite.

220 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 10.3.4. Cartes semi-quantitatives LA-ICP-MS multi-élémentaires de l'amas de pyrite 2.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 221 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

L’amas 1 montre une zonation chimique des éléments traces : un cœur enrichi en Ag-Bi- Pb-Zn-Sb-Te-Cu±Cr-Sn, une bordure interne enrichie en Co-Ni et une bordure externe enrichie en Ti-Mn (fig.10.3.3). L’or et le tungstène sont présents sous forme d’enrichissements localisés, principalement concentrés à proximité des inclusions et dans la bordure externe. L’amas 2 présente des cœurs enrichis en Ag-Bi-Pb-Te-Cu±Mn-Co, une bordure interne enrichie en Zn-Sb- Ni-Co±Sn-Cr et une bordure externe enrichie en W-Ti-Mn (fig.10.3.4). L’or se trouve sous la forme de zones très concentrées dans la bordure interne et au niveau des bordures des surcroissances.

La synthèse des cartes des deux amas permet de distinguer ainsi deux générations de pyrite. Une première génération située en cœur, correspondant aux pyrites à inclusions, riche en

Figure 10.3.5. A 7 succession élémentaire dans l'amas de pyrite 1 du marbre de Canaveilles. B 7 succession élémentaire dans les arsénopyrites des veines aurifères de Glorianes.

222 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Ag-Bi-Pb-Te-Cu et une seconde génération située plus en bordure, correspondant aux pyrites avec peu d’inclusions, riche en W-Ni-Co-Ti-Mn. Il est à noter que les éléments lessivés entre les pyrites de génération I et les pyrites de génération II (notamment Ag, Bi, Pb et Cu) sont les mêmes éléments qui ont été observés en enrichissement dans le stade paragénétique aurifère IV des arsénopyrites des veines de Glorianes (fig.10.3.5).

Afin de déterminer l’origine des pyrites et de leur enrichissement en or (diagénétique ou métamorphique/orogénique), pour chaque carte, l’ensemble des compositions de pyrites a été placée dans un diagramme Ag/Ni, développé par Gourcerol et al. (2018) et applicable sur les pyrites situées dans les roches sédimentaires et méta-sédimentaires. Pour chaque point de composition, la teneur en Au a été matérialisée par un code couleur, ce qui permet de relier cette teneur avec le rapport Ag/Ni (fig.10.3.6). Pour les deux amas de pyrites, l’essentiel des compositions se situe dans le champ du rapport Ag/Ni de la pyrite diagénétique seule. Une grande partie de ces compositions se situe dans le champ commun de la pyrite diagénétique et de la pyrite métamorphique/orogénique. Une faible proportion se trouve dans le champ de la pyrite métamorphique/orogénique seule. Les valeurs de teneur en Au interpolées sur les compositions de pyrites montrent que les compositions de pyrites riches en Au se situent dans le champ commun entre la pyrite diagénétique et la pyrite métamorphique et dans le champ exclusif de la pyrite diagénétique. Cependant, la très grande majorité des compositions fortement enrichies en Au (> 2,5 ppm dans l’amas 1 et > 3 ppm dans l’amas 2) se situe uniquement dans le champ de la pyrite diagénétique seule. De plus, aucune composition de pyrite enrichie en or ne se trouve dans le champ de la pyrite métamorphique/orogénique seule.

4. Discussion 4.a - Niveaux sources de l’or L’étude géochimique des encaissants permet d’identifier trois groupes lithologiques anomaliques en or : les carbonates de la formation de Canaveilles, la formation de Cabrils et les quartzites et micro-conglomérats du groupe de Jujols. Ces trois groupes ont également en commun la caractéristique de contenir des sulfures disséminés. Cependant, contrairement aux carbonates et aux schistes noirs, les quartzites et micro-conglomérats du groupe de Jujols disposent de teneur en or anomales (6-11 ppb) comparé à celles mesurées en moyenne (< 1 ppb) pour ce type de lithologie (Pitcairn, 2012). Leurs positions coïncide avec celles des veines

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 223 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 10.3.6. Diagrammes du rapport AgNi montrant les champs des pyrites diagénétiques et des pyrites métamorphiquesorogéniques dans les amas de pyrite 1 (A) et 2 (B), ainsi que leur teneur en Au.

224 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque aurifères de Glorianes-Serrabona et de Saint-Pons. L’analyse pétro-structurale des veines minéralisées et de leur encaissant souligne que la circulation des fluides a pu s’amorcer dès le stade de déformation D1 ou D2 (cf. chapitre 9.3). Par conséquent, il est probable que l’enrichissement des quartzites et méta-conglomérats, ainsi que le développement de sulfures en amas décrit par Polizzi (1990) à Saint-Pons, soit le fruit d’une imprégnation par une circulation de fluide précoce au cours des premiers stades de la déformation varisque.

Les analyses par LA-ICP-MS confirment que l’or mesuré dans les carbonates de la formation de Canaveilles est uniquement porté par les pyrites disséminées. Par ailleurs, leur zonation en Ag-Bi-Cu-Pb, éléments accompagnateurs de l’or des veines de Glorianes, caractérisée par des cœurs diagénétiques enrichis et des bordures métamorphiques appauvries, montre que la libération de ces éléments est contemporaine de la recristallisation des pyrites au cours du pic du métamorphisme. Le rapport Ag/Ni des pyrites indique que l’or, situé dans les pyrites diagénétiques et absent des pyrites métamorphiques/orogéniques, suit cette même mobilité. Par conséquent, il est probable que les niveaux de carbonates à pyrites de Canaveilles aient été l’un des niveaux sources de l’or et de son cortège élémentaire des minéralisations aurifères du Canigou et des Aspres.

Dans les schistes de la formation de Cabrils, il est probable que l’or soit porté par les sulfures disséminés (essentiellement des arsénopyrites et des pyrrhotites) dans les schistes rubanés, ainsi que dans les pyrites des schistes noirs. L’enrichissement de ces schistes pourrait être due à la formation de pyrites fromboïdales au cours de la diagenèse. Ces pyrites auraient été par la suite transformées en arsénopyrites, puis en pyrrhotites au cours du métamorphisme varisque, libérant au cours de la réaction l’or qu’elles contenaient (Pitcairn et al., 2010). Ce niveau source supplémentaire pourrait aussi expliquer pourquoi les gîtes aurifères de Glorianes- Serrabona et de Saint-Pons sont plus massifs et plus enrichis en or que les indices situés le long de la zone de cisaillement de Baillestavy (Puig dels Moros, Pont de Fer…). Ces derniers étant structuralement situés en-dessous de la formation de Cabrils, il est peu probable qu’ils aient été alimentés en or et éléments accompagnateurs à partir des schistes de cette formation. Par conséquent, leur unique niveau source serait les carbonates à pyrite de Canaveilles.

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 225 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

4.b - Pré-concentration en or des sédiments à la transition É diacarien- Cambrien Le rapport Ag/Ni des pyrites des carbonates de Canaveilles souligne que ces dernières sont des pyrites formées initialement au cours de la diagenèse, avant d’être affectées par le métamorphisme régional varisque. Les datations compilées par Padel (2016) sur les complexes volcano-sédimentaires de la base de la formation de Canaveilles donnent un âge situé vers 580 Ma. Cet âge correspond également à celui de la dernière période glaciaire dite de « Terre boule de neige », la glaciation de Gaskiers. Parnell et al. (2018) ont montré que, suite aux épisodes glaciaires de l’Édiacarien, la hausse de l’oxydation des océans a pu augmenter l’incorporation de l’or dans les pyrites. En effet, des conditions d’oxydation plus importantes dans les eaux océaniques augmentent le taux d’or dissous alors disponible dans la masse océanique (Vlassopoulos & Wood, 1990). Le Gondwana étant alors situé au niveau du pôle Sud pendant cette période (Blakey, 2008), il est possible que la calotte glaciaire se soit étendue aux bassins des marges du continent, modifiant ainsi les conditions red-ox des eaux océaniques.

Par ailleurs, Tostevin et al. (2019) ont également démontré, à partir des isotopes de l’uranium, que la transition Édiacarien-Cambrien est marquée par une succession d’événements anoxiques alternant avec des événements d’oxygénation océanique. Ces événements auraient affecté au moins ⅓ du plancher de l’océan mondial de l’époque. Tostevin et al. (2019) identifient notamment un fort événement anoxique vers 550 Ma, dont la durée est estimé 10 Ma, âge correspondant à celui de la formation de Cabrils, d’après les datations et les estimations de Padel (2016). Par conséquent, les schistes noirs et ampélites de cette formation pourraient être les témoins de cet événement anoxique. La très forte concentration en métaux (notamment en or) de ces niveaux est probablement une conséquence de ces conditions anoxiques. Ces dernières sont en effet favorables au piégeage des métaux et au développement de phases sulfurées au cours de la diagenèse.

4.c - Rôle du magmatisme L’absence de teneur anomale en or dans les méta-andésites de la formation de Canaveilles et dans l’orthogneiss du Canigou ne permet pas de confirmer que les épisodes magmatiques de l’Édiacarien et de l’Ordovicien supérieur aient joué un rôle dans la pré-concentration de l’or dans les méta-sédiments anté-siluriens. Polizzi (1990) souligne cependant que les niveaux volcaniques rhyo-dacitiques présentent des teneurs en or bien plus élevées (entre 25 et 35 ppb) que le fond

226 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque géochimique régional des schistes. De plus, Ayora & Casas (1986) soulignent que les corps minéralisés aurifères disséminés du Vall de Ribes, bien que spatialement associés aux complexes volcano-sédimentaires de la formation de Canaveilles, ne présentent que peu de caractéristiques pétrologiques et géochimiques indiquant une origine volcanogénique.

En revanche, aucune intrusion magmatique basique d’âge anté-varisque n’est référencée au cœur du dôme du Canigou ou dans le massif des Aspres, ce qui laisse l’hypothèse d’une contribution d’un magmatisme basique en suspens. Par ailleurs, bien que les roches basaltiques puissent être une source potentielle de l’or, elles ne sont pas une source des autres éléments accompagnateurs (notamment l’arsenic) (Pitcairn et al., 2015) et des ligands sulfurés nécessaires pour extraire l’or de la roche-source et l’incorporer dans les fluides métamorphiques (Tomkins, 2010). Par conséquent, une production à partir des niveaux méta-sédimentaires enrichis en or, qui permet d’obtenir une source commune aux métaux, aux ligands et aux fluides (Tomkins, 2010 ; Zhong et al., 2015), paraît plus plausible.

5. Conclusion L’étude géochimique à échelle régionale et la cartographie des éléments traces sur sulfures ont permis d’identifier les potentiels niveaux sources de l’or que sont les carbonates de formation de Canaveilles et les schistes de la formation de Cabrils. La formation des veines aurifères du Canigou et des Aspres serait le résultat de la remobilisation de l’or depuis ces niveaux méta- sédimentaires, pré-enrichis au cours de la transition Édiacarien-Cambrien. Cet enrichissement diagénétique aurait notamment été permis par des variations des conditions d’oxydation des eaux océaniques dans le bassin sédimentaire. L’événement anoxique de 550 Ma pourrait notamment être à l’origine des niveaux de schistes noirs de Cabrils et du piégeage de nombreux métaux dans les sédiments. A contrario, l’enrichissement en or des pyrites des carbonates de Canaveilles aurait pu avoir été induit par des conditions très oxydantes, induites suite aux dernières grandes glaciations de la fin du Néoprotérozoïque.

Les résultats soulignent également l’absence de rôle joué par les épisodes magmatiques successifs du Paléozoïque, aussi bien dans les processus de pré-concentration de l’or dans les méta-sédiments que dans les processus remobilisation lors de l’orogenèse varisque. Il semble notamment que la pré-concentration et la remobilisation de l’or dans la croûte soient issues

Partie IV – Origine et formation des gisements aurifères du Canigou et des Aspres 227 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) uniquement de processus de remobilisation intra-crustaux, sans extraction mantellique. Cependant, il n’est pas exclu que des intrusions tardi-varisques, injectées le long des zones de cisaillement, aient en partie joué le rôle de moteur thermique dans la mobilisation des fluides et des éléments volatils.

La remobilisation initiale de l’or depuis des niveaux sources et leur incorporation par les fluides métamorphiques, dérivés des réactions de dévolatilisation au cours du pic HT/BP varisque, est probablement issue de la transformation des sulfures disséminés au cours de ce pic. L’or et les éléments accompagnateurs ont été extraits à partir de la recristallisation des pyrites des carbonates de Canaveilles et de la réaction de transformation de pyrites diagénétiques en arsénopyrite, puis en pyrrhotite dans les schistes de Cabrils. Les fluides métamorphiques, alors chargés en ces éléments volatils, ont pu par la suite remonter par le biais des zones de cisaillement connectant la croûte supérieure et la croûte moyenne partiellement fondue. Si l’origine précise des fluides reste inconnue, l’identification des niveaux sources de l’or indique que la distance entre le niveau d’extraction des métaux et leur niveau de dépôt est inférieure à 5 km. Cela souligne que si les minéralisations aurifères du dôme du Canigou et du massif des Aspres témoignent de processus tectono-métamorphiques à échelle régionale, leur formation est la conséquence de circulations de fluides et de transferts de matières locaux.

228 Partie V ― Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux aurifères tardi- varisques du massif du Canigou ―

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Chapitre 11 – Détection et quantificcation de la signature thermique de la circulation des fluuides hydrothermaux aurifères

Ce chapitre est une version étendue de l’article « The thermal signature of ascending hot fluids related to gold-bearing shear zones » par Gaétan Link, Olivier Vanderhaeghe, Laurent Guillou-Frottier, Abdeltif Lahfid, Eric Gloaguen, Didier Béziat & Michel de Saint Blanquat, soumis à la revue « Geology » (GSA Publications).

L’article met principalement en évidence la présence de fortes anomalies thermiques détectées par géothermométrie RSCM et localisées le long des zones de cisaillement où sont situées les minéralisations aurifères. Les valeurs de température maximale atteintes dans l’encaissant dans ces zones de cisaillement sont identiques à celles obtenues dans les veines aurifères par géothermométrie sur arsénopyrite. Une modélisation au premier ordre couplant circulation des fluides et transferts de chaleur dans un système représentatif du couloir de cisaillement de Glorianes-Serrabona montre que ces perturbations thermiques peuvent être générées par des circulations ascendantes de fluides métamorphiques.

L’article conclut sur le fait que pour la première fois, la signature thermique d’anciennes circulations de fluides a pu être détectée et quantifiée in-situ par deux méthodes géothermométriques indépendantes (RSCM et arsénopyrite) couplées avec une étude structurale. La faisabilité physique de cette corrélation a été testée par une modélisation numérique des circulations de fluides et transferts de chaleur associés. En outre, cela confirme l’importance des études à grande échelle pour comprendre les systèmes hydrothermaux à l’origine des gisements métalliques, ainsi que la pertinence de la géothermométrie RSCM comme outil de prospection minière.

1. Introduction L’influence thermique de la circulation des fluides hydrothermaux sur le gradient géothermique crustal est un paramètre peu contraint. Cela est grandement dû au fait que ce phénomène dispose de peu d’enregistrements pétrologiques fiables. En effet, dans les terrains métamorphiques, les roches sont soumises à de multiples apports de chaleur, endogènes comme exogènes. Ainsi, il est difficile de caractériser la contribution propre de la circulation des fluides dans l’apport de chaleur par rapport à d’autres facteurs, comme la production radioactive, le flux

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 231 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) de chaleur mantellique, les réactions métamorphiques (qui peuvent être endothermiques ou exothermiques), ou encore le shear heating lié à la déformation localisée. De plus, les circulations de fluides de long terme (plusieurs Ma) ne peuvent disposer d’un enregistrement de leur perturbation thermique. En effet, cette dernière est progressivement rééquilibrée avec le gradient thermique régional par diffusion.

Néanmoins, le fait que la circulation des fluides puisse avoir un impact sur la thermicité de la croûte a été proposé par de nombreux auteurs (e.g. Peacock, 1987 ; Brady, 1988 ; Thompson & Connolly, 1992 ; Tian et al., 2018). Cependant, ces études sont généralement basées sur des considérations théoriques et des modèles physiques et les traces géologiques de ces perturbations thermiques sont très rares. La présence de « points chauds » et de pulses thermiques, au sein de terrains moyennement à hautement métamorphiques d’anciens orogènes (Acadien, Calédonien…), ont été proposés comme les marqueurs de perturbations thermiques localisées induites par la circulation de fluides chauds (Chamberlain & Rumble, 1989 ; Ague & Baxter, 2007).

L’étude pétrologique des minéralisations aurifères de Glorianes et de leur encaissant (cf. chapitres 8 & 9) a souligné une forte différence entre les valeurs de température maximale enregistrées dans les veines (> 450 °C) et dans l’encaissant (~ 400 °C). Par ailleurs, des pics thermiques ont été détectés par la thermométrie RSCM au passage de la zone de cisaillement de Baillestavy et du couloir de cisaillement de Serrabona (cf. chapitre 8.4.a). Les systèmes de veines à quartz-arsénopyrite aurifères (respectivement Puig dels Moros-Pont de Fer et Glorianes- Serrabona) sont alignés le long de ces deux structures.

Afin d’évaluer si la circulation des fluides du système hydrothermal à l’origine de la formation des veines aurifères est aussi à l’origine d’une perturbation des isothermes, l’étude par RSCM de l’évolution du gradient thermique régional a été affinée au niveau des zones de cisaillement aurifères et couplée aux résultats de l’étude structurale du chapitre 7. Le profil thermique issu des données thermométriques RSCM a ensuite été comparé à celui obtenu par modélisation physique des circulations de fluides et des transferts de chaleur. Ce modèle reproduit une section crustale représentative de la situation du gisement de Glorianes-Serrabona, soumise aux conditions thermiques qui avaient cours lors du pic HT/BP varisque et de la phase de refroidissement subséquente.

232 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

2. Échantillonnage et lois physiques générales 2.a - É chantillonnage RSCM Les températures dérivées de spectres RSCM ont été obtenues sur 24 échantillons répartis à travers les massifs du Canigou et des Aspres. Il s’agit des 16 échantillons de roches méta- sédimentaires, répartis en coupe entre le cœur migmatitique du dôme du Canigou et la bordure nord-est du massif des Aspres, mentionnés dans le chapitre 8.4.a. À ces échantillons s’ajoutent 8 échantillons supplémentaires, localisés le long de la zone de cisaillement de Baillestavy et des veines aurifères de Glorianes-Serrabona, et répartis selon une maille d’échantillonnage plus resserrée le long de la coupe (entre 100 et 500 m) (fig. 11.2.1 ; tab. 11.1).

Les valeurs de températures sont dérivées de 10 à 24 spectres Raman, obtenus par analyse in-situ de matière carbonée sur lame mince polie à l’aide d’un laser Raman. Ces valeurs correspondent à la moyenne des valeurs de températures de l’ensemble des spectres Raman de chaque échantillon. La marge d’erreur correspond à l’écart-type des valeurs de température pour chaque échantillon. À cette marge d’erreur, s’ajoute également une marge d’erreur de 25 °C pour l’ensemble des échantillons, qui est celle inhérente à la calibration du laser Raman. Cette dernière est identique à celle employée pour les analyses décrites au chapitre 8.2.b.

Figure 11.2.1. Carte géologique simplifiée du nord-est du dôme du Canigou et du massif des Aspres avec positions des corps minéralisés aurifères et des échantillons analysés par thermométrie RSCM (BSZ = Baillestavy Shear Zone ; NCSZ = North Canigou Shear Zone ; ECSZ = East Canigou Shear Zone).

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 233 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

2.b - Modélisation des transferts thermiques : : :  équation de la chaleur, production de chaleur interne et fluux de chaleur La conduction thermique est décrite par la loi de Fourier qui montre que le flux de chaleur

¡ ¡ φ (W/m²) est proportionnel au gradient de température ∇ T :

¡ ¡ φ =−λ . ∇ T (V.1) où λ est la conductivité thermique (W/m.K).

Ainsi, l’équation générale de la chaleur, pour un milieu homogène et isotrope s’écrit :

∂T ¡ ρ .C =λ . ∇ 2 T + A (V.2) p ∂t

où ρ (kg/m³) est la masse volumique du milieu, Cp (J/kg/K) est la chaleur massique du milieu et A (W/m³) est la production de chaleur interne du milieu.

Le paramètre critique du bilan thermique d’un système est le flux de chaleur entrant, qui est une grandeur physique. Dans le cas de la croûte terrestre, ce flux de chaleur provient du manteau situé à la base ; on parle alors de flux de chaleur mantellique. Ce dernier atteint une valeur de moyenne de 12-20 mW/m2 dans les cratons et bassins sédimentaires, mais peut monter jusqu’à 70 mW/m² sous les racines crustales.

La production de chaleur interne des roches est l’un des paramètres prépondérants de leur évolution thermique. L’une des principales sources de cette production est la désintégration radioactive des éléments radiogéniques tels que l’uranium (U), le thorium (Th) et le potassium (K), très présents dans les roches acides. La chaleur produite est ainsi dépendante de leur concentration dans la roche (U & Th en ppm et K en %). Si ces valeurs sont connues, la production de chaleur A par unité de volume (en μW/m3) peut ainsi être exprimée sous la forme de l’équation (V.4), extraite du rapport de Guillou-Frottier (2016). D’autres formules ont été proposées par divers auteurs et amènent à des résultats très similaires.

A=0,257[U ]+0,069[Th]+0,094[K ] (V.4)

234 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

La production de chaleur interne est en moyenne de 2 μW/m3 dans la plupart des roches (Jaupart et al., 2015), mais peut dépasser les 10 μW/m3 dans le cas de roches granitiques très radiogéniques. Au contraire, les roches sédimentaires ne contenant pas ou peu d’éléments radiogéniques, comme le calcaire ou la quartzite, ont des productions de chaleur interne quasi- nulles. D’autres paramètres peuvent entrer en ligne de compte dans la production de chaleur interne des roches, tels le shear heating, les réactions exothermiques liées aux interactions fluide-roche ou les réactions endothermiques liées à la fusion partielle. Ces facteurs étant cependant très mal contraints et difficilement quantifiables dans les conditions géologiques de l’étude, ils n’ont pas été considérés dans la modélisation.

¡ ¡ Pour les transferts de chaleur en régime convectif, un terme d’advection est ajouté ∇ T .v ,

¡ où v est le vecteur vitesse. Par conséquent, l’équation de la chaleur devient :

∂T ¡ ¡ ¡ ρ .C =λ . ∇ 2 T + A−ρ .C .∇ T .v (V.3) p ∂t p

Si la vitesse est fixée, on parle de convection forcée. Dans le cas où la vitesse est variable, on parle alors de convection libre, ce qui implique d’utiliser les lois de la mécanique des fluides pour déterminer le champ de vitesse.

2.c - Modélisation des circulations de fluuides : : :  loi de Darcy La loi de Darcy (1856) exprime le débit d’un fluide en milieu poreux sous l’effet d’un gradient de pression. Dans le cas d’un fluide compressible, elle s’exprime selon :

¡ −k ¡ −q= υ . ∇ P (V.5)

¡ où −q (kg/s/m²) est le débit massique, k (m²) est la perméabilité du milieu poreux, υ (m²/s) est ¡ la viscosité cinématique du fluide et ∇ P est le gradient de pression. La viscosité cinématique du fluide est définie par :

μ υ= ρ (V.6) où μ (Pa.s) est la viscosité dynamique du fluide.

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 235 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Lorsque l’effet de la gravité sur le gradient de pression est pris en compte, la loi de Darcy s’écrit :

¡ −k ¡ ¡ u= μ (∇ P+ρ . g) (V.7)

¡ ¡ où u est la vitesse de Darcy et g le vecteur unitaire dans la direction de la gravité.

La vitesse de Darcy étant un vecteur vitesse, identique à celui qui intervient dans l’équation de la chaleur en régime convectif, la loi de Darcy et cette dernière peuvent être couplées sous la forme de l’équation de la chaleur en milieu poreux :

∂T ¡ ¡ ¡ ρ .C −λ . ∇2 T =A−ρ .C . ∇ T .u (V.8) m m ∂t m f f où l’indice « m » désigne le milieu poreux (la roche) et l’indice « f » désigne le fluide.

3. Données thermométriques RSCM Les valeurs de température maximale obtenues par RSCM montrent deux pics localisés le long de la zone de cisaillement de Baillestavy et le long du couloir cisaillant de Glorianes- Serrabona (fig. 11.3.1). Les températures maximales enregistrées dans ces pics thermiques sont supérieures de 20 à 100 °C (en tenant compte des différentes marges d’erreur) à celles enregistrées dans les roches situées à proximités de ces structures. Ainsi, les valeurs le long de la zone de cisaillement de Baillestavy sont de [550 ± 37 °C – 575 ± 21 °C], contre 532 ± 38 °C dans le compartiment sud-ouest (Valmanya) et 547 ± 29 °C dans le compartiment nord-est (Santa-Anna). De même, le pic thermique est de [464 ± 18 – 521 ± 41 °C] le long des veines de

Échantillon Zone métam. Lithologie Nbre. spectres Tmoyenne (°C) Écart-type ASP1721 Andalousite Méta-pélite 12 575 21 ASP1734 Andalousite Méta-pélite 12 568 23 ASP1786 Andalousite-Biotite Méta-pélite 19 553 23 ASP1854 Biotite Marbre 20 521 41 ASP1869 Biotite Méta-pélite 22 503 18 ASP1872A Chlorite-Biotite Méta-pélite 19 482 18 ASP1711F Chlorite Méta-pélite 24 419 10

Tableau 11.1. Échantillons complémentaires analysés par géothermométrie RSCM avec leur nombre d'analyse, la température moyenne et l'écart-type.

236 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 11.3.1. A : Données de température obtenues par RSCM à travers le dôme du Canigou et le massif des Aspres. Les deux types de fluctuations (conductive et convective) sont présentés, ainsi que la gamme de températures obtenues dans les arsénopyrites des veines aurifères de Glorianes (en bleu). B : coupe interprétative des isothermes à travers la structure régionale.

Glorianes-Serrabona, contre 448 ± 15 °C dans le compartiment sud (coll de les Arques) et 413 ± 12 °C dans le compartiment nord (Mas Cordet).

L’évolution du signal thermique à l’aplomb de ces anomalies est relativement brutale et s’effectue sur une distance de l’ordre de 500 m. Cette variation est particulièrement spectaculaire au niveau de la mine de Glorianes, où une différence de température de 70 °C est observée entre deux échantillons distants en carte de moins de 100 m (fig. 11.2.1 & fig. 11.3.1). Dans le détail, la majeure partie du site de la mine et des veines aurifères exploitées est située en bordure de l’anomalie thermique (fig. 11.3.2). Les valeurs du pic thermique enregistrées sont relativement constantes [409 ± 10 °C – 413 ± 12 °C] et de même ordre que celles du plateau des Aspres

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 237 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 11.3.2. Carte d'interpolation des isothermes dérivés des analyses thermométriques RSCM. Les gîtes aurifères sont replacés. septentrionales. L’anomalie thermique de Glorianes-Serrabona englobe uniquement les indices aurifères situés entre la mine et le village de Glorianes, ainsi que les veines du prospect de Serrabona. A contrario, les corps minéralisés aurifères de la zone de cisaillement de Baillestavy sont bien situés au sein de l’anomalie thermique localisée le long de cette structure (fig. 11.3.1 & 11.3.2). Par ailleurs, il est à noter qu’aucune variation brutale du signal thermique n’est observée au passage du chevauchement pyrénéen des Aspres.

La représentation du signal thermique global projeté sur une coupe permet de relever 2 types de fluctuations (fig. 11.3.1) : (1) une décroissance progressive de la température à grande échelle (15 km), entre le cœur migmatitique du dôme du Canigou et la bordure nord-est du massif des Aspres, qui souligne le gradient géothermique moyen par conduction à travers le dôme du Canigou ; (2) des fluctuations de petite échelle (< 2 km) du signal thermique, au niveau des anomalies thermiques de Baillestavy et de Glorianes-Serrabona, très semblables à celles modélisées dans les mouvements convectifs.

238 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

4. Modélisation numérique des circulations de fluides et des transferts de chaleur Le logiciel Comsol Multiphysics® permet de coupler l’équation de la chaleur, avec les termes conductif et convectif, et la loi de Darcy. Ce couplage permet de modéliser les transferts de chaleur liés aux circulations de fluides.

4.a - Géométrie du modèle et maillage Le modèle 2D a été réalisé sur une section crustale de 16 km d’épaisseur, s’étendant de la surface jusqu’à la croûte moyenne migmatitique, pour une longueur en surface de 10 km. Le modèle se décompose en 5 niveaux lithologiques sub-horizontaux (l’effet de la schistosité S3 est considéré comme négligeable à cette échelle) correspondant à la disposition structurale supposée dans le massif des Aspres, et notamment au niveau de l’ancien gisement de Glorianes (cf. chapitre 8 & chapitre 9). Ces niveaux correspondent (du haut vers le bas) (fig. 11.4.1) :

(1) aux carbonates du Siluro-Dévonien (e = 2 km) ;

(2) aux schistes quartzeux du groupe d’Evol (e = 2,75 km) ;

(3) aux schistes du groupe de Canaveilles (e = 3,25 km) ;

(4) à l’orthogneiss du Canigou (e = 2 km) ;

(5) aux micaschistes de Balagt et aux métatexites du Cady (e = 6 km).

La surface supérieure du modèle, correspondant à l’interface lithosphère-atmosphère, est plane par simplification. Bien que le contexte varisque des Pyrénées soit celui d’une chaîne de montagnes d’avant-pays, ne disposant d’aucune donnée permettant de reproduire la topographie de cette époque, celle-ci est donc négligée. Par conséquent, le modèle ne prend pas en compte un éventuel effet de la topographie sur la circulation hydrothermale le long de la zone de faille, comme décrit par Taillefer et al. (2018).

L’ensemble des niveaux lithologiques est traversé par une zone plus perméable, verticale, représentant le couloir de cisaillement de Glorianes-Serrabona (fig. 11.4.1). D’une extension latérale de 1 km, il s’étend depuis la surface pour s’enraciner dans les micaschistes anatectiques de Balagt (y = 14,5 km).

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 239 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 11.4.1. Géométrie du modèle numérique représentant le système du couloir de cisaillement de Glorianes-Serrabona (en gris) au Varisque. La position des minéralisations aurifères est représentée par l'étoile jaune.

Le maillage appliqué à la géométrie du modèle est triangulaire. Relativement grossier en dehors du couloir perméable, il est raffiné progressivement au contact entre le couloir perméable et l’encaissant, puis plus fortement raffiné dans le couloir. Le nombre total d’éléments de la maille pour l’ensemble du modèle est de 21 552, dont 15 002 situés dans le couloir perméable. La taille maximale des éléments est de 1 000 m dans l’encaissant, de 80 m dans le couloir perméable traversant les micaschistes migmatitiques et de 40 m dans le reste du couloir.

240 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

4.b - Conditions initiales et conditions aux limites

Les conditions initiales thermiques du modèle (t0 = 0 a) sont celles du pic HT/BP varisque. Le gradient géothermique est estimé à partir de l’interpolation des données thermobarométriques obtenues dans le chapitre 8, de laquelle a été extraite une fonction polynomiale de degré 4 d’évolution de la température (T) en fonction de la profondeur (-z) (V.9). Cette fonction représente le gradient géothermique du pic HT/BP varisque sur la section crustale de 16 km modélisée.

− − f (T )=[4,99592.10 14∗(−T )4 ]−[1,50749.10 9∗(− T )3] − +[1,20455.10 5∗(−T )2]+[0,03531∗(−T )] (V.9)

Figure 11.4.2. Gradient géothermique lors du pic HT/BP varisque, dérivé des mesures thermométriques RSCM, utilisé en conditions initiales thermiques du modèle.

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 241 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Ainsi, à t0 l’isotherme 415 °C est situé à la profondeur estimée du gisement de Glorianes (d ≈ 6 km), l’isotherme 500 °C à d ≈ 8 km et l’isotherme 550 °C au toit du l’orthogneiss (d ≈ 10 km). Le gradient géothermique moyen dans la suprastructure (d < 10 km) est de 60 °C/km, tandis qu’il est de 20 °C/km dans l’infrastructure (d > 10 km), avec une inflexion progressive entre 7 et 9 km de profondeur (fig. 11.4.2).

Pour les conditions aux limites, la température à la surface est de 10 °C (283,19 K), tandis que les côtés de la boîte du modèle sont isolés thermiquement. Le flux de chaleur entrant appliqué à la base du modèle est de 100 mW/m². Cette valeur permet notamment de maintenir les micaschistes et les paragneiss de l’infrastructure dans les conditions de température de la fusion partielle hydratée (T > 650 °C) pendant toute la durée du modèle, sans pour autant atteindre des valeurs de températures irréalistes (T > 1 000 °C) à la base de la croûte moyenne. Il est important de souligner qu’il s’agit du flux de chaleur situé à la base du système modélisé, soit à la transition entre la croûte moyenne et la croûte inférieure, et non du flux de chaleur mantellique. De même, la pression appliquée en limite supérieure du modèle est la pression atmosphérique (105 Pa). Pour toutes les autres limites, une condition de flux nul (symétrie) est appliquée.

4.c - Propriétés physiques des fluuides et des roches Le tableau 11.2 définit l’ensemble des propriétés physiques des fluides et des roches appliquées dans le modèle. La plupart de ces paramètres sont constants pour l’ensemble de l’étude.

La masse volumique de l’eau est fonction de la température et de la pression, suivant l’équation :

ρ ( )= +( ∗ )+(− ∗ )+(− −15∗ 2)+( −9∗ ∗ ) L T,P 1006 7,424 T 0,3922 P 4,441.10 T 4,547.10 T P − − − +(−0,003774∗P2)+(−1,451.10 23∗T 3)+(−1,793.10 17∗T 2∗P)+(2,955.10 6∗P3)

− − − +(−1,463.10 32∗T 4)+(−1,361.10 26∗T 3∗P)+(4,018.10 21∗T 2∗P2)

− − +(−7,372.10 15∗T∗P3)+(5,698.10 11∗P 4) (V.10)

Cette équation est dérivée d’un ajustement polynomial de données expérimentales de masse volumique de l’eau pure issues du WebBook de Chimie du NIST. Cet ajustement a été réalisé par Gaëtan Launay (comm. pers. 2019) dans un champ P-T de [0 – 1 000] °C / [0 – 500 MPa].

242 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Propriété Symbole Valeur Unité Fluides

3 Masse volumique ρL f(T,P)* kg/m Viscosité dynamique η f(T)* Pa.s

Capacité calorifique CpL 4180 J/(kg.K)

Conductivité thermique KL 0,6 W/(m.K) Roches Perméabilité k variable* m²

3 Masse volumique ρS 2800 kg/m Production de chaleur interne A entre 1,69 et 4,78* mW/m²

Capacité calorifique CpS 800 J/(kg.K)

Conductivité thermique KS entre 2,5 et 4* W/(m.K)

Tableau 11.2. Propriétés physiques des fluides et des roches utilisées dans le modèle comme constantes et comme variables. Les valeurs présentant un astérisque sont détaillées à la suite de ce tableau.

La viscosité dynamique μ du fluide est fonction de la température (en K), suivant l’équation :

−5 570 μ (T )=2,414.10 ∗exp (V.11) (T −140 )

Les valeurs de production de chaleur interne A de chaque niveau lithologique sont calculées par le biais de l’équation V.4, avec l’utilisation des valeurs de concentration en U, Th et K issues des compositions roche totale d’échantillons représentatifs de chaque ensemble lithologique (tab. 11.3). Les valeurs de production de chaleur interne utilisées correspondent à la valeur moyenne Amoy obtenue pour l’ensemble des échantillons de chaque niveau lithologique. La production de chaleur interne du niveau de carbonates dévoniens au toit du modèle est nulle.

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 243 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

3 Lithologie Ech. U (ppm) Th (ppm) K (%) A (μW/m ) Amoy

Quartzite (Groupe ASP1706B 0,66 3,04 0,68 0,44 1,69 de Jujols) ASP1710A 3,38 21,8 5,99 2,94

ASP1718A 2,69 12,50 1,58 1,70

ASP1721B 2,40 0,18 0,03 0,63

ASP1723A 1,65 4,69 0,64 0,81

ASP1723B 2,77 13,70 2,20 1,86

Schiste (Groupe ASP1729 2,79 13,15 3,11 1,92 2,59 de Canaveilles) ASP1741 3,06 17,70 2,87 2,28

ASP1763 0,19 0,22 0,06 0,07

ASP1786B 11,2 13,90 2,71 4,09

ASP1803 3,73 13,80 3,84 2,27

ASP1812 3,06 18,75 3,31 2,39

Orthogneiss du CAN1734A 7,89 61,30 5,64 6,79 4,78 Canigou CAN1739A 4,78 15,70 4,94 2,78

Micaschiste de CAN1825 3,65 15,45 3,92 2,37 2,37 Balagt

Tableau 11.3. Valeurs de production de chaleur interne calculées pour les différentes lithologies présentes dans le modèle, à partir des teneurs en U, Th et K mesurées dans les échantillons correspondants.

La perméabilité kf dans la zone de faille est la principale variable d’ajustement entre les différents modèles. La perméabilité le long de la zone de faille suit une loi de décroissance

−z exponentielle dépendant de la profondeur k =k .exp . Les valeurs de perméabilité k f f 0 (5000) f0 données dans le tableau 11.4 sont celles de la faille en surface.

kf0 (m²)

0,6.10-14 – 1,2.10-14 – 2,4.10-14 – 3,6.10-14 – 4,8.10-14

Tableau 11.4. Valeurs de perméabilité kf0 testées dans la modélisation numérique.

4.d - Résultats La modélisation réalisée pour les différentes valeurs de perméabilité du tableau 11.4 montre la présence d’une circulation de fluides par convection le long de la zone de faille (fig.

244 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

-14 Figure 11.4.3. Modèle à 2 500 ans pour une perméabilité kf0 = 4,8.10 m² montrant la circulation des fluides par convection (flèches) à travers la zone de faille, caractérisée par deux flux ascendants aux bordures et un flux descendant au centre.

¡ Figure 11.4.4. Anomalies de température sur un siècle le long des bordures de la zone de cisaillement pour un modèle avec une -14 perméabilité kf0 = 4,8.10 m². L'étoile blanche représente la position du gîte de Serrabona.

11.4.3). Ces mouvements convectifs induisent au niveau structural de Glorianes-Serrabona (z = 4-5 km) des élévations localisées de la température par rapport au gradient géothermique régional. Ces perturbations thermiques sont strictement localisées le long de la zone de perméabilité élevée, attribuée à la zone de cisaillement, et affectent peu les roches en dehors de

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 245 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 11.4.5. Variations de la température à travers la zone de cisaillement à une profondeur de 4 km pour les diverses valeurs de perméabilité initiales testées. cette zone (fig. 11.4.3). Les valeurs thermométriques obtenues in-situ par RSCM (450-500 °C) sont reproduites pour des valeurs de perméabilité de 3,6.10-14 et 4,8.10-14 m² (fig. 11.4.4 & 11.4.5).

Pour la perméabilité à 4,8.10-14 m², le mouvement des fluides par convection montre deux flux ascendants aux bordures de la zone de perméabilité élevée et un flux descendant au centre (fig. 11.4.3). Les flux ascendants sont accompagnés d’une élévation de la température par rapport à celle de l’encaissant entre le haut de la zone de perméabilité élevée et l’isotherme 500 °C, à la base de la suprastructure. Ces anomalies thermiques et le flux de fluides associé se maintiennent sur plusieurs milliers d’années le long de la zone de faille (fig. 11.4.4 & fig. 11.4.6). La baisse graduelle de la température à long terme suit le rythme du refroidissement de la suprastructure. À z = 4-5 km, ces anomalies positives thermiques sont également marquées par des pulsations régulières de fréquence pluri-séculaires (fig. 11.4.6). La différence de température entre les différentes pulsations tend à s’agrandir au fur et à mesure que la température globale du fluide diminue.

246 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Figure 11.4.6. Évolution de la température sur une durée de 5 000 ans entre le cœur (0 m) et les bordures (400 m ; -400 m) de la zone de cisaillement à une profondeur de 4 km.

5. Discussion 5.a - Potentielles sources de chaleur des anomalies thermiques La présence d’anomalies thermiques localisées souligne l’existence d’une source de chaleur additionnelle au métamorphisme HT/BP régional varisque. L’impact thermique des réactions métamorphiques exothermiques est généralement considéré comme négligeable à l’échelle régionale (Spear, 1993). De plus, les zones des pics thermiques ne sont pas marquées par des réactions métamorphiques ou altération hydrothermales particulières en dehors des veines minéralisées. Le shear heating est un facteur qui fut proposé pour expliquer les anomalies thermiques mesurées par RSCM le long de zones de cisaillement crustales (Souche et al., 2013 ; Fauconnier et al., 2014). Cependant, l’extension horizontale de la perturbation thermique mesurée est de plusieurs dizaines de km. Par ailleurs, l’effet du shear heating sur le géotherme le long d’accidents tectoniques d’ampleur locale reste encore incertain et débattu.

Des perturbations thermiques localisées peuvent refléter l’impact de circulations canalisées de fluides avec advection de chaleur. Le fait que ces perturbations soient spatialement associées aux corps minéralisés aurifères (qui témoignent de transferts de masse par circulation de fluides)

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 247 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) est un argument en faveur d’un impact thermique des fluides. La gamme de température obtenue par le géothermomètre arsénopyrite dans les veines aurifères [440 – 491 °C] (cf. chapitre 9) est similaire à celle donnée par la thermométrie RSCM dans l’encaissant. De plus, la modélisation numérique confirme qu’il est physiquement possible que des fluides disposant de températures semblables aient pu remonter jusqu’au niveau crustal des veines de Glorianes-Serrabona.

Cependant, le caractère rétrograde des paragenèses de la zone de cisaillement de Baillestavy, décrit par plusieurs auteurs (Polizzi, 1990 ; Laumonier et al., 2010a), est contradictoire avec les données thermométriques RSCM. Cela peut être expliqué par le fait que les paragenèses observées sont probablement celles des derniers stades d’activité de la zone de cisaillement, comme cela est décrit dans la majorité des zones de cisaillement (Means, 1995 ; Link, 2016). Le pic thermique déterminé par géothermométrie RSCM reflète donc un épisode de circulation de fluides chauds antérieur, datant probablement des premiers stades d’activité de la zone de cisaillement.

5.b - Mode et durée des circulations de fluuides La circulation des fluides canalisée requiert la présence d’un conduit perméable. La circulation des fluides n’a donc pu s’amorcer qu’au cours du stade de déformation D3, avec le développement des couloirs de cisaillement verticaux au basculement entre le pic thermique varisque et le stade de rétromorphose dans la suprastructure.

Le gradient géothermique de la suprastructure étant fortement déséquilibré, la détente des isothermes s’effectue de quelques centaines de ka à quelques Ma. L’absence de diffusion thermique entre les pics thermiques et le signal du gradient HT/BP souligne une circulation de fluides impliquant des flux très importants et une durée de circulation très réduite, inférieure à 1 Ma. L’injection de fluides de température plus élevée dans les méta-pélites quartzeuses des Aspres implique que le niveau source sous-jacent devait être de température au moins similaire (soit un minimum de 460 °C), sinon supérieure à celle des fluides en circulation dans ces méta- pélites. Dans le cas de la base de la suprastructure, cette température limite est atteinte 400 ka après le début du refroidissement. Au-delà de cette durée, les fluides seraient extraits depuis l’infrastructure, encore soumises à des conditions de températures > 500 °C. Une durée aussi courte est néanmoins compatible avec les différents modèles proposés, qui soulignent que l’advection thermique est dominante sur la diffusion thermique uniquement dans le cas d’une

248 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque circulation de fluides avec un flux très important, sur une durée inférieure à 1 Ma (Bickle & McKenzie, 1987 ; Brady, 1988 ; Tian et al., 2018).

Dans cette configuration, une remontée rapide et massive ponctuelle des fluides lors d’événements sismiques n’est pas à exclure (fig. 11.5.1). Cela serait cohérent avec les imbrications et fracturations successives de veines observées dans les corps minéralisés de Glorianes (cf. chapitre 9). Ces marqueurs soulignent effectivement une déformation fragile localisée qui pourrait être induite par des mouvements tectoniques épisodiques, ou par des surpressions fluides, ou par une combinaison des deux. De plus, les données compilées par Ingebritsen & Manning (2010) montrent que la croûte supérieure peut atteindre des valeurs de perméabilité de 10-14 à 10-13 m² en réponse à un événement sismique. Bien que les modèles ne tiennent pas compte de la déformation des roches et de la variation dynamique de la perméabilité, il est envisageable que les pulses thermiques produits le long de la zone de cisaillement puissent être un équivalent des injections de fluides que pourraient générer des événements sismiques réguliers.

5.c - Circulation des fluuides à l’échelle des veines minéralisées Une remontée très rapide des fluides à travers les veines minéralisées aurifères pourrait expliquer pourquoi une partie de l’encaissant des corps minéralisés, notamment de l’ancien gisement de Glorianes, n’enregistre pas de perturbation thermique. En effet, si la circulation des fluides est très rapide, la chaleur apportée n’a pas le temps de se diffuser dans l’encaissant. Par ailleurs, il est probable que la circulation des fluides ait été hyper-localisée le long des veines et des bandes de cisaillement associées. Ces structures ayant un volume négligeable (quelques centaines de mètres de long pour quelques dizaines de centimètres de puissance) par rapport au massif rocheux, il est probable que la quantité de chaleur totale apportée soit insuffisante pour perturber l’enregistrement thermique à plus grande échelle.

Il est également envisageable que l’ancien gisement de Glorianes puisse correspondre à la position du flux descendant de la convection s’opérant dans le couloir de cisaillement de Glorianes-Serrabona. Les veines minéralisées pourraient alors être la conséquence d’injections dans des failles secondaires, voire tertiaires, de fluides chauds, par des circulations hyper- canalisées générées par des événements sismiques (fig. 11.5.1). Le contraste de température entre les fluides ascendants chauds injectés et les fluides plus froids descendants dans l’encaissant

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 249 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Figure 11.5.1. Modèle de circulation des fluides à travers la zone de cisaillement de Glorianes- Serrabona, avec extraction de fluides métamorphiques depuis la base de la suprastructure et injections par valve sismique dans la croûte supérieure.

250 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque pourrait alors être l’un des mécanismes expliquant la formation des corps minéralisés, comme cela fut proposé pour d’autres gîtes aurifères varisques (Boiron et al., 2003). Une étude plus approfondie des inclusions fluides dans les différentes veines de quartz serait nécessaire pour confirmer cette hypothèse.

6. Conclusion L’analyse thermométrique par RSCM affinée a permis de mettre en évidence deux pics thermiques surimposés sur le signal du pic thermique régional HT/BP. Ces gradients thermiques sont localisés au niveau des zones de cisaillement contenant les minéralisations aurifères filoniennes. Ils ont probablement été induits par la circulation ascendante de fluides métamorphiques plus chauds, provenant de la base de la suprastructure. Cette circulation, impliquant des flux de fluides très élevés, a probablement duré moins d’1 Ma. La formation des corps minéralisés aurifères serait issue de cette circulation, probablement forcée par des événements sismiques qui ont pu amener à des circulations de fluides hyper-canalisées le long de plans de fractures et de cisaillements secondaires.

Ces résultats constituent l’une des premières détections directe et quantifiée de perturbations thermiques générées par des paléo-circulations de fluides crustaux. Ils confirment également que la géothermométrie RSCM est un outil pertinent pour retrouver les anciennes circulations de fluides, à partir des perturbations thermiques qu’elles ont générées. Il en découle que cette méthode peut également être un outil de prospection minière pour détecter les structures minéralisées issues de circulations canalisées de fluides hydrothermaux.

Partie V – Caractérisation du système de circulation de fluuides hydrothermaux tardi-varisques 251 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

252 Partie Ω — Discussion et conclusion générales et perspectives —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Discussion générale 1. Rappels des problématiques et des principaux résultats 1.a - Problématiques abordées par le manuscrit Les questions abordées au début de ce travail de thèse avaient pour objectif :

(1) d’évaluer comment l’étude des minéralisations aurifères et de leur environnement géologique pouvait permettre de retracer les anciennes circulations de fluides hydrothermaux ;

(2) de caractériser la durée et les volumes crustaux impliqués dans la circulation de fluides hydrothermaux au cours de l’orogenèse ;

(3) de déterminer les paramètres de contrôle de la circulation des fluides hydrothermaux.

1.b - Principaux résultats Les principaux résultats obtenus sont :

a) la suprastructure (croûte supérieure) est affectée par un rétro-métamorphisme intense, conséquence d’un refroidissement isobarique suite au pic HT/BP varisque, concomitant

au stade de déformation D3, marqué par le développement d’une schistosité de crénulation verticale et de zones de cisaillement verticales, d’abord ductiles, puis fragiles-ductiles (cf. chapitres 7 & 8).

b) L’infrastructure (croûte moyenne) est marquée par une anatexie prolongée au cours des

stades de déformation D2 et D3, où les liquides silicatés sont collectés le long des zones de cisaillement verticales (cf. chapitres 7 & 8).

c) Les minéralisations aurifères se développent le long de zones de cisaillement verticales connectant la suprastructure fragile-ductile (quartzites, schistes…) en refroidissement et l’infrastructure partiellement fondue (micaschistes et paragneiss migmatitiques…) (cf. chapitre 9).

d) Les corps minéralisés se localisent préférentiellement dans les niveaux de quartzite (cf. chapitre 9).

e) Les corps minéralisés montrent des alternances entre une déformation fragile, marquée par la fracturation des sulfures, et une déformation ductile, marquée par la déformation par fluage-dislocation des quartz (cf. chapitre 9).

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 255 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

f) Les assemblages minéralogiques et la zonation géochimique des arsénopyrites des corps minéralisés montrent la présence de plusieurs stades successifs d’injection de fluides au sein des veines. Ces stades sont dominés successivement par la sidérite, l’arsénopyrite, les sulfures et l’or, et le quartz (cf. chapitre 9).

g) Les arsénopyrites des corps minéralisés enregistrent une température de cristallisation (440-500 °C) nettement supérieure à celle du pic thermique leur encaissant immédiat (410 °C), mais similaire à celle enregistrée le long des zones de cisaillement régionales (460-500 °C) (cf. chapitres 8, 9 & 10).

h) Les zones de cisaillement, le long desquelles se situent les minéralisations aurifères, présentent des perturbations thermiques avec un ΔT de 50 à 100 °C par rapport au pic thermique des roches encaissantes (cf. chapitre 11).

i) Les corps minéralisés aurifères reconnus les plus conséquents ne se situent pas dans la zone de perturbation thermique des zones de cisaillement, mais sont localisés dans des structures secondaires (cisaillements, failles) (cf. chapitres 7, 9 & 11).

j) Les carbonates et les schistes noirs de la base de la suprastructure sont enrichis en or et contiennent une grande quantité de sulfures d’origine diagénétique. Les pyrites des carbonates montrent une remobilisation de l’or et des métaux accompagnateurs qu’elles contiennent (Bi, Pb, Sb…), retrouvés dans les veines aurifères, lors de leur recristallisation au cours du pic métamorphique (cf. chapitre 10).

k) Les perturbations thermiques détectées le long des zones de cisaillement ne peuvent avoir été induites par des circulations de fluides ascendantes que pour des valeurs de perméabilité élevées (k > 10-15 m²) et sur une durée inférieure à 400 ka (cf. chapitre 11).

2. Origine de l’or et paramètres de contrôle de la formation des minéralisations aurifères 2.a - Remobilisation de l’or depuis un niveau pré-enrichi Les carbonates et les schistes noirs du groupe de Canaveilles sont marqués par un fort enrichissement en or (entre 3 et 11 ppb) et la présence de nombreux sulfures disséminés. La recristallisation de pyrites diagénétiques enrichies en or en pyrites métamorphiques appauvries en or souligne une remobilisation de l’or au cours du pic HT/BP varisque (cf. chapitre 10). Les cartographiques LA-ICP-MS soulignent également que la plupart des métaux initialement contenus dans ces pyrites sont également remobilisés avec l’or et se retrouvent dans les

256 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque arsénopyrites des veines aurifères sus-jacentes (cf. chapitres 9 & 10). Les sulfures diagénétiques s’avèrent être une source intéressante de l’or, car ils peuvent également être une source des métaux accompagnateurs et des ligands nécessaires à l’incorporation de l’or dans les fluides (Tomkins, 2010 ; Zhong et al., 2015). Au regard du faible tonnage des gîtes du district du Canigou et des Aspres (< 1 t), il est probable que la quantité lessivée soit relativement faible.

Les méta-sédiments dans lesquels ces sulfures sont disséminés sont datés de la fin de l'Édiacarien et de la transition Édiacarien-Cambrien. Ces périodes sont marquées par plusieurs événements favorables (sur-oxiques et anoxiques), sur la marge du Gondwana, à la cristallisation de sulfures diagénétiques et à l’incorporation de l’or dans ces sulfures (Parnell et al., 2018 ; Tostevin et al., 2019). Par conséquent, les terrains métamorphiques contenant de tels niveaux peuvent être des sources non-négligeables d’or. Il est envisageable que la plupart des gisements d’or du Phanérozoïque situés dans les ceintures orogéniques affectant l’ancienne marge du Gondwana puissent être dérivés de ces niveaux pré-enrichis.

Il est notamment probable que ces niveaux de l’Édiacarien soient une des sources de l’or de l’ancien gisement de Salsigne, qui dispose de caractéristiques minéralogiques et structurales semblables à celles de Glorianes et est situé dans un encaissant de même âge dans un contexte similaire (dôme de la Montagne Noire). Cela n’exclut pas pour autant une contribution des intrusions dioritiques ordoviciennes décrites par Courjault-Radé et al. (2001). Leur présence pourrait même expliquer en partie la différence de tonnage en or entre Salsigne (> 100 t) et Glorianes-Serrabona (< 1 t).

À l’échelle des Pyrénées, il est également probable que les schistes noirs du Silurien puissent être une autre source potentielle de l’or, notamment pour les indices aurifères filoniens situés dans les unités du Dévonien et du Carbonifère (cf. chapitre 4).

2.b - Existence de niveaux crustaux préférentiels de formation des veines aurifères La répartition spatiale des minéralisations aurifères des Pyrénées souligne l’existence de deux niveaux préférentiels de mise en place dans la suprastructure que sont la série cambrienne et la série siluro-dévonienne (cf. chapitre 5). La première, que l’on qualifiera de niveau mésothermal (entre 5 et 9 km de profondeur), est principalement caractérisée par des minéralisations à filoniennes à As-Au (Glorianes-Serrabona, Vall de Ribes, Ferran…). La seconde, que l’on qualifiera de niveau épithermal (entre 1 et 5 km de profondeur), est

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 257 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) caractérisée par des minéralisations de type skarn et IRGD à W-Au (Salau, Andorre…) et des minéralisations filoniennes à Sb-Au (Montauriol, Moncoustan…).

2.c - Rôle du magmatisme tardi-orogénique varisque L’existence de nombreux gîtes aurifères répartis dans les skarns d’intrusions granodioritiques tardi-varisques pointe le rôle du magmatisme tardi-orogénique dans la formation des minéralisations aurifères. Ces gîtes, dont le gisement de Salau à W-Au est le principal archétype, sont des IRGD formés le long de zones de failles où se sont injectés des liquides magmatiques, les skarns jouant le rôle de piège chimique (Poitrenaud, 2018). Ces gîtes, et les intrusions associées, sont cependant tous situés dans le niveau épithermal, bien au-dessus du niveau des gîtes à As-Au où peu d’intrusions magmatiques sont documentées. La très forte salinité des inclusions fluides des minéralisations du Vall de Ribes, relevées par Ayora et al. (1992), peut être compatible avec une origine magmatique des fluides, mais les analyses isotopiques relèvent une source des fluides davantage métamorphique (Ayora et al., 1992).

La part du magmatisme tardi-orogénique varisque dans la formation des gîtes aurifères à As-Au mésothermaux n’est donc pas à exclure, mais serait davantage liée à la cristallisation de petites injections issues de l’extraction, à travers les zones de cisaillement verticales, des liquides silicatés ségrégés de la zone partiellement fondue correspondant actuellement aux migmatites de l’infrastructure. Dès lors, il est probable que leur contribution en terme de production de fluides et de métaux soit relativement négligeable comparé à la dévolatilisation métamorphique de l’encaissant. Il est cependant possible que ces intrusions puissent être des moteurs thermiques locaux, permettant de maintenir à plus haute température sur une plus longue durée la partie inférieure des zones de cisaillement.

Dans le cas des Pyrénées varisques, il peut apparaître plus pertinent de ne pas faire une différence entre des gisements de type « zone de cisaillement orogénique » et de type IRGD (bien qu’elle garde sa pertinence en premier ordre), mais plutôt de considérer l’ensemble des gîtes aurifères primaires comme appartenant à un spectre continu, délimité d’un côté par la dévolatilisation métamorphique et de l’autre par le magmatisme. Ces deux tendances auraient comme archétypes respectifs l’ancien gisement de Glorianes (Au-As) et le gisement de Salau (W-Au). Le niveau mésothermal étant cependant plutôt dominé par des gîtes sans implication directement visible du magmatisme, la principale distinction entre les deux pôles du spectre se ferait plutôt

258 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque dans le niveau épithermal. Dans ce niveau, les gîtes à dévolatilisation métamorphique dominante seraient les gîtes à Sb-Au (ex : Montauriol, Moncoustan…), en continuum avec les gîtes à As-Au du niveau mésothermal (type Glorianes), et ceux à magmatisme dominant seraient les gîtes associés aux failles et aux skarns des intrusions magmatiques tardi-varisques situées dans les carbonates dévoniens (ex : Salau, Andorre…).

3. Retracer les anciennes circulations de fluides 3.a - Signatures pétrologiques et chimiques Les minéralisations aurifères se confirment comme étant d’excellents traceurs de circulations de fluides hydrothermales ponctuelles à l’échelle d’un orogène. La caractérisation de niveaux sources pré-enrichis en or et de la position structurale des veines minéralisées sus- jacentes permet d’estimer la distance de transfert des métaux, et donc la distance minimale de circulation des fluides. Dans le cas des minéralisations de Glorianes-Serrabona, la profondeur des niveaux sources est estimée à environ 8-10 km, tandis que celle des corps minéralisés aurait été d’environ 4-5 km (cf. chapitres 7 et 8). Cette distance minimale de 3 à 5 km correspond à la distance minimale de circulation des fluides le long des zones de cisaillement, mais également à la distance maximale de transfert de l’or.

3.b - Signature thermique L’analyse thermométrique régional RSCM couplée avec les résultats de l’étude pétro- structurale des corps minéralisés a permis de relever l’existence de perturbations thermiques, induites par les anciennes circulations de fluides hydrothermales. En usant de la même méthode, Poitrenaud (2018) a pu caractériser des perturbations thermiques d’allure semblable autour du complexe granodioritique de la Fourque, qu’il relie à un métamorphisme de contact d’intrusions sous-jacentes. Cependant, ses résultats diffèrent par une absence de corrélation spatiale entre ces anomalies et des zones de cisaillement, ainsi que par un gradient thermique entre le cœur de la perturbation thermique et l’encaissant plus progressif, marquant une diffusion thermique par conduction.

Dans le cas de Glorianes-Serrabona, l’absence d’intrusions magmatiques à proximité immédiate et la corrélation spatiale entre les anomalies thermiques et les zones de cisaillement régionales suggèrent davantage que les perturbations thermiques soient issues des circulations de fluides hydrothermaux. Cependant, en raison de la forte diffusivité thermique des fluides, leur

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 259 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) impact thermique n’est visible que si le flux de fluide est très important. Ce dernier est largement dépendant de la perméabilité et de la durée de la circulation. Dans le cas de Glorianes-Serrabona, la modélisation numérique montre de telles perturbations sont possibles pour une circulation de fluides par convection libre, tant que la base de la suprastructure est sous des conditions de températures supérieures à 450 °C, soit pendant une durée inférieure à 400 ka. Ces valeurs sont en accord avec ce qui est proposé par les modèles physiques qui convergent généralement vers une durée de 1 Ma maximum, indépendamment de la perméabilité et du flux de fluide en circulation.

Par ailleurs, l’existence de pulsations cycliques d’injections de fluides plus chauds dans le système dans le modèle numérique indique qu’un tel phénomène est en capacité de faire remonter davantage la température moyenne à long terme dans le système de plusieurs dizaines de degrés. Ce mode de circulation, caractéristique de celle proposée dans le cas d’une circulation de fluides couplée à une activité sismique (Sibson et al., 1988 ; Cox, 2005 ; Cox, 2016), souligne que les anomalies thermiques enregistrées par RSCM pourraient également en partie être induites par des injections régulières de fluides chauds le long des zones de cisaillement, sur une durée de plusieurs centaines de milliers d’années.

Par conséquent, il est important de prendre en compte que les anomalies thermiques générées par les circulations de fluides hydrothermales ne reflètent pas le système dans son entièreté temporelle, mais un épisode particulier où la circulation était suffisamment rapide et efficiente pour permettre un important flux de fluides, de température plus élevée que celle du pic thermique de l’encaissant. De telles circulations ayant lieu au cours du stade rétrograde, il apparaît plus probable que de telles perturbations aient été générées lors des premiers stades de circulation des fluides, à l’amorce du stade de rétromorphose. L’existence de circulations de fluides précoces, associées à des minéralisations aurifères, marquant le pic du métamorphisme et le début du trajet rétrograde a été proposée pour plusieurs gîtes dans des terrains de haut grade métamorphique protérozoïques (Moritz & Chevé, 1992 ; Molnár et al., 2018).

En conséquence, si l’étude pétrologique simple des zones de cisaillement peut donner des informations sur les derniers stades de déformation et la circulation des fluides associée, l’analyse de leur thermicité maximale permet d’obtenir des informations sur les premiers stades d’activité et de déduire la source potentielle des fluides. Cela questionne également les caractères progrades déduits de l’enregistrement pétrologique des premiers stades de l’activité des zones de

260 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque cisaillement (Link, 2016 ; Leydier et al., 2019) : reflètent-ils les conditions P-T régionales ou sont-ils l’expression de conditions thermiques locales plus élevées, induites par la circulation des fluides ?

4. Circulation des fluides crustaux dans la croûte pyrénéenne au cours du stade tardi-orogénique varisque 4.a - Circulation de fluuides pervasive et métamorphisme rétrograde La forte rétromorphose des schistes de la suprastructure, marquée par les assemblages minéralogiques BT/BP à chlorite-phengite-albite, souligne la présence non-négligeable de fluides au cours du refroidissement. La modélisation des équilibres de phase par pseudosection souligne que lors du pic thermique HT/BP, le système était largement saturé en H2O (cf. chapitre 8). Le pic thermique HT/BP, qui correspond à un pulse thermique (Lemirre, 2018 ; De Hoÿm de Marien et al., 2019), amène les roches de la croûte supérieure à des températures anormalement élevées (ex : 400 °C à 6 km de profondeur). Cela génère un fort déséquilibre thermique dans la croûte supérieure, exprimé par un gradient géothermique très élevé (60 °C/km). En conséquence, le rééquilibrage thermique subséquent de la croûte supérieure se déroule en quelques Ma. Ainsi, lorsque le refroidissement de la croûte supérieure survient, le système est encore totalement saturé en fluides, qui circulent alors de manière pervasive dans l’ensemble de la croûte supérieure. Cette circulation pervasive a également pu être favorisée par le développement de la schistosité de crénulation verticale S3.

Dans l’infrastructure, la circulation des fluides est concentrée le long des zones de cisaillement verticales (cf. chapitre 8). Elle s’exprime aussi bien par la circulation ascendantes de fluides issues de la dévolatilisation métamorphique (veines de quartz) que par la remontée de filons de leucogranites issus de la collecte des jus migmatitiques. L’absence d’une schistosité verticale dans l’infrastructure ne permet pas de développer une circulation de fluides pervasive. Par conséquent, les fluides issus de la dévolatilisation métamorphique ont tendance à rester sur place, induisant une importante rétromorphose lors du refroidissement. Bien qu’il soit possible qu’une partie de ces fluides aient migré via les ondes de porosité (Connolly, 2010), il est envisageable que le refroidissement subséquent au pic thermique ait été suffisamment rapide pour engendrer des réactions rétromorphiques avant que l’ensemble des fluides ne soit extrait du volume rocheux. En revanche, il est possible que les fluides issus de la cristallisation des liquides anatectiques, lors du refroidissement de l’infrastructure, aient contribué à alimenter le système de

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 261 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) circulation de fluides sus-jacent, ce qui pourrait expliquer les compositions très salines d’inclusions fluides des minéralisations du Vall de Ribes (Ayora et al., 1992).

4.b - Circulations de fluuides canalisées et hyper-canalisées dans les zones de cisaillement Les perturbations thermiques et la concentration des veines minéralisées le long des zones de cisaillement soulignent l’ancienne présence d’une importante circulation canalisée de fluides hydrothermaux. Dans la modélisation numérique couplant circulation de fluides et transferts de chaleur réalisée au cours de cette thèse (cf. chapitre 11), seul le gradient de pression vertical avait été pris en compte, excluant dès lors les contraintes tectoniques latérales, faute de pouvoir les quantifier.

À l’échelle des zones de cisaillement, la circulation de fluides peut être considérée comme une circulation relativement pervasive au sein de laquelle peuvent se produire des circulations de fluides encore plus canalisées ; à l’échelle de la croûte, il s’agirait alors de circulations hyper- canalisées. Ces dernières seraient la conséquence des mécanismes de remontée des fluides par valve sismique (Sibson et al., 1988 ; Sibson, 1992). Dès lors, la circulation des fluides ne s’effectue plus par convection libre, mais par convection forcée. La formation de veines aurifères pourrait être conditionnée par de tels mécanismes, notamment par le fait qu’ils modifient très brutalement les conditions physico-chimiques (chute de pression, chute de température…), ne permettant pas de maintenir l’or et les métaux accompagnateurs en solution dans le fluide.

4.c - Transition entre circulation pervasive et circulation canalisée L’étude pétro-structurale et thermométrique multi-échelle permet de distinguer l’infrastructure, marquée par une circulation de fluides globalement statique, et la suprastructure, marquée par une circulation de fluides globalement pervasive. En la matière, il est possible que la zone d’attachement entre l’infrastructure et la suprastructure ait joué le rôle de barrière mécanique, empêchant les fluides de l’infrastructure de migrer vers la surface. Ainsi, ces deux niveaux peuvent être considérés comme deux réservoirs de fluides indépendants, uniquement connectés par les zones de cisaillement verticales, le long desquelles se développent une circulation de fluides canalisée.

Les caractéristiques exceptionnelles du géotherme de la croûte varisque pyrénéenne lors du pic HT/BP font que la zone de transition fragile-ductile (ZTFD) ne peut être définie de la même

262 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 263 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) manière qu’elle l’est dans la littérature. En considérant que sa position corresponde globalement à 400±100 °C (Violay et al., 2017), cette zone se situait alors dans la croûte supérieure (entre 4 et 6 km). Le refroidissement très rapide de la croûte supérieure aurait alors pour conséquence une migration tout aussi rapide de la ZTFD vers la base de la croûte supérieure. Avec la relaxation des isothermes, il est même probable qu’une grande partie de la croûte supérieure médiane se soit retrouvée dans les conditions fragiles-ductiles.

Cette migration rapide de la ZTFD pourrait en partie être à l’origine des alternances entre déformation cassante et déformation ductile qui caractérisent les zones de cisaillement des Aspres, notamment celles qui sont aurifères ; un autre facteur à l’origine de ces alternances pourrait être les variations de la pression fluide. En revanche, la position anormalement élevée dans la croûte de la ZTFD et son caractère non-statique dans la croûte au cours du refroidissement montrent qu’elle ne pouvait pas être à l’origine d’un stockage de fluides sous- jacents aux minéralisations aurifères, comme observé sous la faille Alpine (Nouvelle-Zélande) (Wannamaker et al., 2002). Les corps minéralisés se trouvaient alors au sein du même réservoir que les niveaux sources aurifères (cf. chapitres 10 & 11). Par conséquent, le stockage des fluides à l’aplomb de la ZTFD n’est pas nécessaire pour permettre la formation de gisements aurifères de faible tonnage, comme ceux de Glorianes-Serrabona. En revanche, il n’est pas impossible que ce mécanisme soit nécessaire pour former des gisements à fort tonnage de classe mondiale. En effet, un tel stockage peut permettre une disponibilité des fluides et éléments volatils à plus grande échelle et permettre d’alimenter les zones de drainage et de dépôt sur une durée plus longue.

264 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Conclusion générale Les travaux pétro-structuraux et métallogéniques réalisés sur le dôme du Canigou et le massif des Aspres depuis plus de 60 ans, notamment ceux de Polizzi (1990), avaient permis de documenter les principales caractéristiques des gîtes aurifères et leur position dans l’évolution structurale varisque régionale. Les principales incertitudes et inconnues résidaient sur la source de l’or et des fluides, la durée des circulations hydrothermales et leur ampleur au sein de la croûte varisque. Les résultats de ce travail de thèse ont permis d’actualiser le modèle de formation des minéralisations aurifères, par rapport aux modèles d’évolution tectono- métamorphique du segment pyrénéen de la ceinture varisque émis au cours de la dernière décennie. Par ailleurs, ces résultats ont aussi permis de confirmer la source de l’or des gîtes aurifères et de proposer un nouveau modèle de dynamique de circulation des fluides hydrothermaux aurifères.

L’ancien gisement aurifère de Glorianes, tout comme les autres minéralisations aurifères du district du Canigou et des Aspres, est issu de circulations de fluides hydrothermales ascendantes le long de zones de cisaillement, actives au cours de la phase de transpression tardi- varisque. Ces circulations de fluides marquent un stade de développement de ces zones de cisaillement rarement enregistré par les marqueurs pétrologiques « classiques ». Ce moment est concomitant de celui où la suprastructure, en net déséquilibre thermique, se refroidit rapidement. La forte perméabilité des zones de cisaillement, renforcée par des épisodes sismiques réguliers, aurait permis de faire remonter les fluides métamorphiques de la base de la suprastructure, enrichis en éléments métalliques volatils, issus des niveaux carbonatés et de schistes noirs pré- enrichis. L’injection de fluides chauds dans un environnement plus froid, ainsi que le développement de fractures secondaires à la faveur de niveaux rhéologiquement plus résistants, a pu permettre la cristallisation des phases sulfurées et métalliques sous forme de veines hydrothermales.

L’étude thermométrique par RSCM, couplée à l’étude pétro-structurale de l’encaissant et des corps minéralisés, a permis de caractériser et de quantifier in-situ, à notre connaissance pour l’une des toutes premières fois depuis Chamberlain & Rumble (1988, 1989), des perturbations thermiques générées par des circulations de fluides hydrothermales canalisées, en accord avec les théories et modèles physiques proposés depuis plus de 40 ans. Ainsi, il est possible de caractériser d’anciennes circulations de fluides épisodiques, quasi-instantanées à l’échelle des

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 265 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales) temps géologiques, au sein de terrains ayant subis multiples processus tectono-métamorphiques de plusieurs millions d’années. L’analyse de l’impact thermique des circulations de fluides souligne qu’il existe probablement au sein des zones de circulations de fluides canalisées des couloirs de très forte perméabilité, probablement générés par des événements sismiques, où le flux de fluides est si important que son impact thermique n’est pas visible dans la roche encaissante. Il est fort probable que ces circulations de fluides hyper-canalisées soient celles à l’origine de la formation de veines aurifères, de par leur capacité à amener dans un espace très restreint, et sur un très court laps de temps, une grande quantité de fluides et d’éléments volatils. De plus, les caractéristiques thermo- structurales des veines aurifères soulignent que les circulations de fluides hydrothermales canalisées ont la capacité de modifier à échelle locale le régime de déformation des roches. Ainsi, le réchauffement brutal des roches sous l’effet de la circulation des fluides peut localement amener les roches de la croûte supérieure à se déformer dans le régime ductile.

En résumé, les minéralisations aurifères issues des circulations de fluides hydrothermales à travers les zones de cisaillement tardi-orogéniques marquent la phase transitoire entre le pic thermique métamorphique et le refroidissement crustal. Cette phase correspond également au changement de dynamique de l’orogène, passant d’une phase compressive à une phase transpressive, où la déformation se localise de plus en plus sous forme de zones de cisaillement. Ainsi, il pourrait être davantage pertinent de parler d’un modèle de formation de gisements d’or tardi-orogéniques, et non simplement orogéniques.

Par ailleurs, les résultats de cette thèse soulignent l’importance de l’étude de l’évolution tectono-métamorphique régionale pour comprendre de la formation d’un gisement métallique et pour caractériser le système hydrothermal qui en est à l’origine. Les dômes métamorphiques s’avèrent notamment être des structures pertinentes pour retrouver les sources des métaux et des fluides des gisements hydrothermaux orogéniques. La thermométrie par RSCM, couplée avec une étude pétro-structurale, s’avère être une méthode pertinente pour caractériser et quantifier les perturbations thermiques générées par les circulations de fluides canalisées. Par extension, elle est également applicable comme outil de prospection minière au sein de terrains méta- sédimentaires.

266 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Perspectives À l’échelle du district du Canigou et des Aspres, la quantité de sulfures et d’or dans les carbonates et schistes noirs édiacariens mériterait d’être quantifiée, afin de préciser la quantité d’or nécessaire pour former les gîtes aurifères du district, selon la méthode décrite par Pitcairn et al. (2014). La source des fluides pourrait être davantage précisée par des études plus systématiques des inclusions fluides au sein des corps minéralisés et par des analyses isotopiques (Ayora et al., 1992). Bien que les relations structurales pointent une formation au cours des stades tardi-orogéniques varisques, l’âge des minéralisations reste à préciser, par exemple par la datation par Re-Os des arsénopyrites des corps minéralisés.

Le modèle métallogénique proposé pour l’ancien gisement de Glorianes peut être appliqué à l’ensemble des gîtes et gisements aurifères filoniens métamorphiques du segment Sud-Varisque présentant des caractéristiques pétro-structurales semblables, notamment ceux du Vall de Ribes et de Salsigne. Cependant, des études comparatives plus approfondies seraient nécessaires pour déterminer le rôle des facteurs différentiels entre les différents sites, comme le rôle des niveaux sources de l’or ou encore de l’anatexie et du magmatisme tardi-orogénique varisque dans la production des fluides et la mobilisation des métaux.

Le rôle de la densité des fluides, fonction des paramètres P-T-X, dans leur capacité à se mouvoir dans la croûte est un paramètre important pour déterminer leur mode de circulation et serait à intégrer davantage dans les modèles physiques numériques par le biais d’une fonction d’état.

Enfin, il serait important de définir si le modèle métallogénique et de circulation des fluides proposé pour le cas des minéralisations du Canigou et des Aspres est applicable aux seules minéralisations en contexte métamorphique HT/BP ou bien si ce modèle serait en partie intégrable à d’autres contextes géodynamiques.

Partie Ω – Discussion et conclusion générales et perspectives 267 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

268 Références bibliographiques —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

A

Ague J.J. (2014). Fluid flow in the Deep Crust. Dans : Holland H.D. & Turekian K.K., Treatise on Geochemistry 2nd Edition, vol. 4, 203-247. https://doi.org/ 10.1016/B978-0-08-095975-7.00306-5 . (cité dans l’introduction générale & chap. 1)

Ague J.J. & Baxter E.E. (2007). Brief thermal pulses during mountain building recorded by Sr diffusion in apatite and multicomponent diffusion in garnet. Earth and Planetary Science Letters, 261, 500- 516. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2007.07.017. (cité dans chap. 11)

Aguilar C., Liesa M., Štípská P., Schulmann K., Muñoz J.A. & Casas J.M. (2015). P‒T‒t‒d evolution of orogenic middle crust of the Roc de Frausa Massif (Eastern Pyrenees): a result of horizontal crustal flow and Carboniferous doming? Journal of Metamorphic Geology, 33, 273-294, https://doi.org/10.1111/jmg12120. (cité dans chap. 4)

Alindawa Mulauli D.M. (2017). Or primaire de l’Ariège : la minéralisation filonienne du plateau de l’Assaladou (Pyrénées, France). Mémoire de master 2, Université Paul Sabatier-Toulouse III,

Toulouse, France, 39 p. (cité dans chap. 4)

Arnaud F., Boullier A.M. & Burg J.P. (2004). Shear structures and microstructures in micaschists: the Variscan Cévennes duplex (French Massif Central). Journal of Structural Geology, 26:5, 855-868. https://doi.org/10.1016/j.jsg.2003.11.022. (cité dans chap. 7)

Autran A., Fonteilles M. & Guitard G. (1970). Relations entre les intrusions de granitoïdes, l’anatexie et le métamorphisme régional considérées principalement du point de vue du rôle de l’eau : cas de la chaîne hercynienne des Pyrénées orientales. Bulletin de la Société géologique de France, XII:4, 673-731. (cité dans chap. 8)

Ayora C. & Casas J.M. (1986). Strata-bound As-Au mineralization in pre-Caradocian rocks from the Vall de Ribes, Eastern Pyrenees, Spain. Mineralium Deposita, 21, 278-287. (cité dans chap. 4 & chap. 10)

Ayora C., Liesa M. & Delgado J. (1993). Low-thermal-gradient Hercynian metamorphism in the eastern Pyrenees. Journal of Metamorphic Geology, 11, 49-58. (cité dans chap. 8)

Ayora C., Ribera F. & Cardellach E. (1992). The genesis of the arsenopyrite gold veins from the Vall de Ribes district, Eastern Pyrenees, Spain. Economic Geology, 87, 1877-1896. (cité dans chap. 4, chap. 5, chap. 9, chap. 11, discussion générale & perspectives)

Azambre B. & Guitard G. (2001). Disthène et staurotide reliques dans les métapelites du Canigou (Pyrénées orientales). Relations avec les épisodes hercyniens de basse et moyenne pressions.

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 271 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Comptes-rendus de l’Académie des Sciences de Paris, Sciences de la Terre et des planètes, 333,

601-609. (cité dans chap. 4 & chap. 8)

B

Ballèvre M., Martínez Catalán J.R., López-Carmona A., Pitra P., Abati J., Díez Fernández R., Ducassou C., Arenas R., Bosse V., Castiñeiras P., Fernández-Suárez J., Gómez Barreiro J., Paquette J.-L., Peucat J.-J., Poujol M., Ruffet G. & Sánchez Martínez S. (2014). Correlation of the nappe stack in the Ibero-Armorican arc across the Bay of Biscay: a joint French-Spanish project. Dans : Schulmann K., Martínez Catalán J.R., Lardeaux J.M., Janoušek V. & Oggiano G. (eds). The Variscan Orogeny: Extent, Timescale and the Formation of the European Crust. Geological Society, London, Special Publications, 405, pp. 7-44. https://doi.org/10.1144/SP405.1 3 . (cité dans chap. 3)

Barbey P., Cheilletz A.& Laumonier B. (2001). The Canigou orthogneisses (Eastern Pyrenees, France, Spain): an Early Ordovician rapakiwi granite laccolith and its contact aureole. Comptes-rendus de l’Académie des Sciences de Paris, Earth and Planetary Sciences, 322, 129-136. (cité dans chap. 7)

Barnes J.D., Selverstone J. & Sharp Z.D. (2004). Interactions between serpentinite devolatilization, metasomatism and strike-slip strain localization during deep-crustal shearing in the Eastern Alps. Journal of Metamorphic Geology, 22, 283-300. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004.00514.x. (cité dans l’introduction générale)

Beach A. (1976). The interrelations of fluid transport, deformation, geochemistry and heat flow in early Proterozoic shear zones in the Lewisian complex. Phil. Trans. R. Soc. Lond., 280, 569-604. (cité dans l’introduction générale)

Beaumont C. & Guitard G. (1954). Introduction à l’étude du district cuprifère des Aspres (Pyrénées orientales). Rapport, Bureau de Recherches Géologiques, Géophysiques et Minières, Paris, France, 37 p. (cité dans chap. 4)

Beaumont C., Muñoz J.A., Hamilton J. & Fullsack P. (2000). Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models.

Journal of Geophysical Research, 105, 8121-8145. https://doi.org/10.1029/1999JB900390. (cité dans chap. 4)

Bellot J.-P. (2007). Extensional deformation assisted by mineralised fluids within the brittle-ductile transition: Insights from the southwestern Massif Central, France. Journal of Structural Geology,

29, 225-240. https://doi.org/10.1016.j.jsg.2006.09.004. (cité dans chap. 3)

272 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Blakey R.C. (2008). Gondwana paleogeography from assembly to breakup—A 500 m.y. odyssey. In : Fielding C.R., Frank T.D. & Isbell J.L. (eds). Resolving the Late Paleozoic Ice Age in Time and Space. Geological Society of America Special Paper, 441, pp. 1-28.

https://doi.org/10.1130/2008.2441(01). (cité dans chap. 10)

Blès J.-L. & Costargent R. (1985). Étude de l’environnement structural des minéralisations aurifères de Glorianes et Saint-Pons (Aspres nord-occidentales ; Pyrénées orientales). Rapport 85 SGN 529 GEO, Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 34 p. (cité dans chap. 7 et chap. 9)

Blès J.-L. & Costargent R. (1986). Contexte structural des minéralisations aurifères des Aspres : étude de surface et des forages carottés (Pyrénées orientales). Rapport 86 SGN 638 GEO, Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 41 p. (cité dans chap. 9)

Blès J.-L., Costargent R. & Polizzi S. (1988). Structure des Aspres nord-occidentales et situation des minéralisations aurifères de Glorianes, Serrabonne et Saint-Pons (Pyrénées orientales). Rapport 88 SGN 136 GEO, Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 34 p. (cité dans chap. 7)

Béziat D. & Monchoux P. (1991). Les spinelles chromozincifères du district aurifère de Salsigne (Montagne Noire, France). European Journal of Mineralogy, 3, 957-969. (cité dans chap. 3)

Boiron M.-C., Cathelineau M., Banks D.A., Fourcade S. & Vallance J. (2003). Mixing of metamorphic and surficial fluids during the uplift of the Hercynian upper crust: consequences for gold

deposition. Chemical Geology, 194, 119-141. (cité dans chap. 9)

Boiron M.-C., Cathelineau M., Banks D.A., Yardley B.W.D., Noronha F. & Miller M.F. (1996). P-T-X conditions of late Hercynian fluid penetration and the origin of granite-hosted gold quartz veins in northwestern Iberia: A multidisciplinary study of fluid inclusions and their chemistry. Geochimica

et Cosmochimica Acta, 60:1, 43-57. (cité dans chap. 3)

Boiron M.-C., Cathelineau M., Dubessy J. & Bastoul A.M. (1990). Fluids in Hercynian Au veins from the

French Variscan belt. Mineralogical Magazine, 54, 231-243. (cité dans chap. 3 & chap. 11)

Bouchot V., Ledru P., Lerouge C., Lescuyer J.-L. & Milesi J.-P. (2005). 5: Late Variscan mineralizing systems related to orogenic processes: The French Massif Central. Ore Geology Reviews, 27, 169- 197. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2005.07.017. (cité dans chap. 3)

Bouchot V., Lescuyer J.-L. Milési J.-P., Leistel J.-M. & Lagny P. (1997a). Fiches signalétiques des districts aurifères de la France métropolitaine. Chronique de la Recherche Minière, 528, 27-62. (cité dans chap. 3)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 273 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Bouchot V., Milési J.-P., Lescuyer J.-L. & Ledru P. (1997b). Les minéralisations aurifères de la France

dans leur cadre géologique autour de 300 Ma. Chronique de la Recherche Minière, 528, 13-26. (cité dans chap. 3 & chap. 9)

Boyle R.A. (1979). The geochemistry of gold and its deposits. Canadian Geological Survey Bulletin, 280, 584 p. https://doi.org/ 10.4095/10557 . (cité dans chap. 2)

Brady J.B. (1988). The role of volatiles in the thermal history of metamorphic terranes. Journal of Petrology, 29, 1187-1213. (cité dans l’introduction générale, chap. 9 & chap. 11)

BRGM (1986). Inventaire du territoire métropolitain – Ferran (Ariège) : Minéralisations aurifères. Rapport interne, Direction Locale des Activités Minères à Toulouse. (cité dans chap. 4)

BRGM (2007a). Fiche synthétique du prospect de Montauriol – Inventaire minier de la France. SIG Mines France, http://sigminesfrance.brgm.fr. (cité dans chap. 4)

BRGM (2007b). Fiche synthétique du prospect de Moncoustan – Inventaire minier de la France. SIG Mines France, http://sigminesfrance.brgm.fr. (cité dans chap. 4)

BRGM (2007c). Fiche synthétique du prospect de Ferran – Inventaire minier de la France. SIG Mines France, http://sigminesfrance.brgm.fr. (cité dans chap. 4)

BRGM (2007d). Fiche synthétique de l’indice des Salencs – Inventaire minier de la France. SIG Mines France, http://sigminesfrance.brgm.fr. (cité dans chap. 4)

BRGM (2016). Banque de données du sous-sol (BSS), http://infoterre.brgm.fr. (cité dans chap. 4)

C

Casas J. M. (2010). Ordovician deformations in the Pyrenees: new insights into the significance of pre- Variscan (‘sardic’) tectonics. Geological Magazine, 147, 674-689,

https://doi.org/ 10.1017/S0016756809990756 . (cité dans chap. 7)

Cardellach E., Ayora C., Soler A. & Delgado J. (1992). The origin of fluids involved in the formation of gold-bearing skarns of the Andorra granite (Central Pyrenees, Spain): sulphur isotope data. Mineralogy and Petrology, 45, 181-193. (cité dans chap. 4 & 5)

Cartwright I. & Buick I.S. (1999). The flow of surface-derived fluids through Alice Springs age middle- crustal ductile shear zones, Reynolds Range, central Australia. Journal of Metamorphic Geology,

17, 397-414. (cité dans l’introduction générale & chap. 1)

274 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Cauuet B. (2005). Les mines d’or antiques d’Europe hors péninsule Ibérique. État des connaissances et

travaux récents. PALLAS, 67, 241-291. (cité dans chap.4)

Chamberlain C.P. & Rumble III D. (1989). The influence of fluids on the thermal history of a metamorphic terrain: New Hampshire, USA. Dans : Daly J.S., Cliff R.A. & Yardley B.W.D., Evolution of Metamorphic Belts, Geological Society Special Publications, 43, pp. 203-213. (cité dans chap. 11 & conclusion générale)

Chevalier P. (1974). Le gisement de sidérite de Batère (Pyrénées orientales). Thèse de doctorat,

Université Claude Bernard, Lyon, France, 132 p. (cité dans chap. 4)

Choukroune P. (1992). Tectonic evolution of the Pyrenees. Annual Review of Earth and Planetary

Sciences, 20, 143-158. (cité dans chap. 4)

Choukroune P. & Séguret M. (1973). Carte structurale des Pyrénées, 1/500 000. Éditions ELF Aquitaine,

Université de Montpellier, France. (cité dans chap. 4)

Clark C., Hand M., Faure K. & Schmidt Mumm A. (2006). Up-temperature flow of surface-derived fluids in the mid-crust: the rôle of pre-orogenic burial of hydrated fault rocks. Journal of Metamorphic Geology, 24, 367-387. https://doi.org/ 10.1111/j.1525-1314.2006.00643.x . (cité dans l’introduction général & chap. 1)

Clark P.J. & Evans F.C. (1954). Distance to nearest neighbor as a measure of spatial relationships in

populations. Ecology, 35:4, 445-453. (cité dans chap. 5)

Clerc C., Lahfid A., Monié P., Lagabrielle Y., Chopin C., Poujol M., Boulvais P., Ringenbach J.-C., Masini E. & de Saint Blanquat M. (2015). High-temperature metamorphism during extreme thinning of the continenal crust: a reapraisal of the North Pyrenean passive paleomargin. Solid

Earth, 6, 643-668. https://doi.org/10.5194/se-6-643-2015. (cité dans chap. 4)

Cochelin B. (2016). Champ de déformation paléozoïque des Pyrénées. Thèse de doctorat, Université Paul

Sabatier-Toulouse III, Toulouse, 240 p. (cité dans chap. 4, chap. 6, chap. 7 & chap. 9)

Cochelin B., Chardon D., Denèle Y., Gumiaux C. & Le Bayon B. (2017). Vertical strain partitioning in hot Variscan crust: Syn-convergence escape of the Pyrenees in the Iberian-Armorican syntax. Bulletin de la Société géologique de France, 188:39, 25 p. https://doi.org/ 10.1051/bsgf/2017206 . (cité dans chap. 5)

Cochelin B., Lemirre B., Denèle Y., de Saint Blanquat M., Lahfid A. & Duchêne S. (2018). Structural inheritance in the Central Pyrenees: the Variscan to Alpine tectonometamorphic evolution of the Axial Zone. Journal of the Geological Society, 175, 336-351. https://doi.org/10.1144/jsg2017-066. (cité dans chap. 4, chap. 8 & chap. 11)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 275 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Cocherie A., Baudin T., Autran A., Guerrot C., Fanning M. & Laumonier B. (2005). U-Pb zircon (ID- TIMS and SHRIMP) evidence for the early ordovician intrusion of metagranites in the late Proterozoic Canaveilles Group of the Pyrenees and the Montagne Noire (France). Bulletin de la

Société géologique de France, 176:3, 169-182. (cité dans chap. 7)

Connolly J.A.D. (2009). The geodynamic equation of state: What and how. Geochemistry, Geophysics,

Geosystems, 10, Q10014. https://doi.org/10.1029/2009GC002540. (cité dans chap. 8)

Connolly J.A.D. (2010). The mechanics of metamorphic fluid expulsion. Elements, 6, 165-172.

https://doi.org/10.2113/gselements.6.3.165. (cité dans chap. 1 & discussion générale)

Connolly J.A.D. & Petrini K. (2002). An automated strategy for calculation of phase diagram sections and retrieval of rock properties as a function of physical conditions. Journal of Metamorphic Geology, 20:7, 697-708. (cité dans chap. 8)

Connolly J.A.D & Podladchikov Y.Y. (2004). Fluid flow in compressive tectonic settings: Implications for midcrustal seismic reflectors and downward fluid migration. Journal of Geophysical Research,

109:B4, 12p. https://doi.org/10.1029/2003JB002822. (cité dans chap. 1)

Connolly J.A.D & Thompson A.B. (1989). Fluid and enthalpy production during regional metamorphism.

Contributions to Mineralogy and Petrology, 102, 347-366. (cité dans chap. 1)

Côté B., Fryer C.L., Belczynski K., Korobin O., Chruślińska M., Vassh N., Mumpower M.R., Lippuner J., Sprouse T.M., Surman R. & Wollaeger R. (2018). The origin of r-process elements in the Milky Way. The Astrophysical Journal, 855:99, 9p. https://doi.org/ 10.3847/1538-4357/aaad67 . (cité dans chap. 2)

Courjault-Radé P., Béziat D., Munoz M. & Tollon F. (2001). Les concentrations en or en arsenic de la mine de Salsigne (Cabardès, Aude) : un héritage Ordovicien inférieur remobilisé à l’Hercynien ? Les Techniques de l’Industrie Minérale, 11, 21-33. (cité dans chap. 3, chap. 10 & discussion générale)

Cox S.F. (1990). Deformational controls on the dynamics of fluid flow in mesothermal gold systems. Dans : McCaffrey K.J.W., Lonergan L. & Wilkinson J.J. (eds) Fractures, Fluid Flow and

Mineralization. Geological Society, Londres, Special Publications, 155, 123-140. (cité dans l’introduction générale)

Cox S.F. (2005). Coupling between deformation, fluid pressures and fluid flow in ore-producing hydrothermal environments. Economic Geology 100th Anniversary Volume, 39-75. (cité dans discussion générale)

276 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Cox S.F. (2016). Injection-driven swarm seismicity and permeability enhancement: Implicationsfor the dynamics of hydrothermal ore systems in high fluid-flux, overpressured faulting regimes—An invited paper. Economic Geology, 111, 559-587. (cité dans l’introduction générale & discussion générale)

Craw D., Upton P., Yu B.-S., Horton T. & Chen Y.-G. (2010). Young orogenic gold mineralisation in active collisional mountains, Taiwan. Mineralium Deposita, 45, 631-646.

https://doi.org/10.1007/s00126-010-0297-4. (cité dans chap. 2)

D

Darcy H. (1856). Les fontaines publiques de la ville de Dijon : exposition et application des principes à suivre et des formules à employer dans les questions de distribution d’eau. Victor Dalmont, Paris, France. Consultable sur https://gallica.bnf.fr/ark:/12148/bpt6k624312.image. (cité dans chap. 11)

De Andrade V., Vidal O., Lewin E., O’Brien P. & Agard P. (2006). Quantification of electron microprobe compositional maps of rock thin sections: an optimized method and examples. Journal of

Metamorphic Geology, 24, 655-668. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2006.00660.x. (cité dans chap. 8)

De Capitani C. & Petrakakis K. (2010). The computation of equilibrium assemblage diagrams with Theriak/Domino software. American Mineralogist, 95, 1006-1016. https://doi.org/10.1016/0016-

7037(87)90145-1. (cité dans chap. 8)

Delchini S., Lahfid A., Plunder A. & Michard A. (2016). Applicability of the RSCM geothermometry approach in a complex tectono-metamorphic context: The Jebilet massif case study (Variscan Belt, Morocco). Lithos, 256-257, 1-12. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.04.007. (cité dans chap. 8)

Deloule E., Alexandrov P., Cheilletz A., Laumonier B. & Barbey P. (2002). In-situ U–Pb zircon ages for Early Ordovician magmatism in the eastern Pyrenees, France: the Canigou orthogneisses.

International Journal of Earth Sciences (Geol. Rundhsch.), 91, 398-405. (cité dans chap. 7)

Demange M., Pascal M.-L., Raimbault L., Armand J., Forette M.C., Serment R. & Touil A. (2006). The

Salsigne Au-As-Bi-Ag-Cu deposit, France. Economic Geology, 101, 199-234. (cité dans chap. 3)

Denèle Y., Laumonier B., Paquette J.-L., Olivier P., Gleizes G. & Barbey P. (2014). Timing of granite emplacement, crustal flow and gneiss dome formation in the Variscan segment of the Pyrenees. Dans : Schulmann K., Martínez Catalán J.R., Lardeaux J.M., Janoušek V. & Oggiano G. (eds). The Variscan Orogeny: Extent, Timescale and the Formation of the European Crust. Geological

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 277 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Society, London, Special Publications, 405, pp. 265-287. https://doi.org/10.1144/SP405. 5 . (cité dans chap. 9)

Desborough G.A. (1970). Silver depletion indicated by microanalysis of gold from placer occurrences,

western United States. Economic Geology, 65, 304-311. (cité dans chap. 1)

De Hoÿm de Marien L., Le Bayon B., Pitra P., Van Den Driessche J., Poujol M. & Cagnard F. (2019). Two-stage Variscan metamorphism in the Canigou massif: Evidence for crustal thickening in the Pyrenees. Journal of Metamorphic Geology, 37, 863-888. https://doi.org/10.1111/jmg.12487. (cité dans chap. 4, chap. 8 & discussion générale)

Deveaud S., Gumiaux C., Gloaguen E. & Branquet Y. (2013). Spatial statistical analysis applied to rare- element LCT-type pegmatite fields: an original approach to constrain faults-pegmatites-granites relationships. Journal of Geosciences, 58, 163-182. https://doi.org/ 10.3190/jgeosci.141 . (cité dans chap. 5)

Diener J.F.A., Fagereng Å. & Thomas S.A.J. (2016). Mid-crustal shear zone development under retrograde conditions: pressure‒temperature‒fluid constraints from the Kuckaus Mylonite Zone, Namibia. Solid Earth, 7, 1331-1347. https://doi.org/ 10.5194/se-7-1331-2016 . (cité dans chap. 1)

Dipple G.M. & Ferry J.M. (1992). Metasomatism and fluid flow in ductile fault zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 112, 149-164. (cité dans l’introduction générale, chap. 1 & chap. 9)

Dubacq B., Vidal O. & De Andrade V. (2010). Dehydratation of dioctahedral aluminous phyllosilicates: thermodynamic modelling and implications for thermobarometric estimations. Contributions to

Mineralogy and Petrology, 159, 159-174. (cité dans chap. 8)

F

Famin V., Philippot P., Jolivet L. & Agard P. (2004). Evolution of hydrothermal regime along crustal shear zone, Tinos Island, Greece. Tectonics, 23, TC5004. https://doi.org/ 10.1029/2003TC001509 . (cité dans l’introduction générale & chap. 1)

Fauconnier J., Labrousse L., Anderson T.B., Beyssac O., Duprat-Oualid S. & Yamato P. (2014). Thermal structure of a major shear zone, the basal thrust in the Scandinavian Caledonides. Earth and

Planetary Sciences Letters, 385, 162-171. (cité dans chap. 11)

Faure M., Lardeaux J.-M. & Ledru P. (2009). A review of the pre-Permian geology of the Variscan French Massif Central. Comptes Rendus Geosciences, 341, 202-213. https://doi.org/10.1016/j.crte.2008.12.001. (cité dans chap. 3)

278 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Fert D. (1976). Un aspect de la métallogénie du zinc et du plomb dans l’ordovicien des Pyrénées Centrales : le district de Sentein (Ariège, Haute-Garonne). Thèse de doctorat, Université Pierre et Marie Curie, Paris, 140 p. (cité dans chap. 4)

Fonteilles M., Soler P., Demange M., Derré C., Krier-Schellen A.-D., Verkaeren J., Guy B. & Zahm A. (1989). The sheelite skarn deposit of Salau (Ariege, French Pyrenees). Economic Geology, 84,

1172-1209. (cité dans chap. 4)

Fréville K., Trap P., Faure M., Melleton J., Li X.-H., Wei L., Blein O., Bruguier O. & Poujol M. (2018). Structural, metamorphic and geochronological insights on the Variscan evolution of the Alpine basement in the Belledonne Massif (France). Tectonophysics, 726, 14-42.

https://doi.org/10.1016/j.tecto.2018.01.017. (cité dans chap. 3)

Frimmel H.E. (2008). Earth’s continental gold endowment. Earth and Planetary Science Letters, 267, 45-

55. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2007.11.022. (cité dans chap. 1, chap. 2 & chap. 3)

Fougerousse D., Micklethwaite S., Halfpenny A., Reddy S.M., Cliff J.B., Martin L.A.J., Kilburn M., Guagliardo P. & Ulrich S. (2016a). The golden ark: arsenopyrite crystal plasticity and the retention of gold through high strain and metamorphism. Terra Nova, 28, 181-187.

https://doi.org/10.1111/ter.12206. (cité dans chap. 9)

Fougerousse D., Micklethwaite S., Tomkins A.G., Mei Y., Kilburn M., Guagliardo P., Fisher L.A., Halfpenny A., Gee M., Paterson D. & Howard D.L. (2016b). Gold remobilisation and formation of high grade ore shoots driven by dissolution-reprecipitation replacement and Ni substitution into auriferous arsenopyrite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 178, 143-159. https://doi.org/10.1016/j.gca.2016.01.040. (cité dans chap. 9)

G

Gaboury D. (2013). Does gold in orogenic deposits come from pyrite in deeply buried carbon-rich sediments?: Insight from volatiles in fluid inclusions. Geology, 41:12, 1207-1210.

https://doi.org/10.1130/G34788.1. (cité dans chap. 10)

Gaboury D. (2019). Parameters for the formation of orogenic gold deposits. Applied Earth Science,

128:3, 124-133. https://doi.org/10.1080/25726838.2019.1583310. (cité dans chap. 5)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 279 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Gibson R.L. (1991). Hercynian low-pressure-high-temperature regional metamorphism and subhorizontal foliation development in the Canigou massif, Pyrenees, France―Evidence for crustal extension. Geology, 19, 380-383. (cité dans chap. 7 & chap. 8)

Gibson R.L. (1992). Sequential, syndeformational porphyroblasy growth during Hercynien low- pressure/high-temperature metamorphism in the Canigou massif, Pyrenees. Journal of

Metamorphic Geology, 10, 637-650. (cité dans chap. 8)

Gibson R.L. & Bickle M.J. (1994). Thermobarometric constraints on the conditions of metamorphism in the Canigou massif, Pyrenees: implications for Hercynian geothermal gradients. Journal of the Geological Society, London, 151, 987-997. (cité dans chap. 8)

Gloaguen E., Tourlière B. & Angel J.M. (2016). Revalorisation du potentiel minier français : méthodes prédictives appliquées à la province à antimoine du Massif armoricain. Rapport BRGM/RP- 66200-FR, Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 71 p. (cité dans chap. 3)

Goldfarb R.J. & Groves D.I. (2015). Orogenic gold: Common or evolving fluid and metal sources

through time. Lithos, 233, 2-26. https://doi.org/ 10.1016/j.lithos.2015.07.011 . (cité dans chap. 2)

Goldfarb R.J., Groves D.I. & Gardoll S. (2001). Orogenic gold and geological time: a global synthesis.

Ore Geology Reviews, 18, 1-75. (cité dans chap. 2 & chap. 3)

Goncalves P. (2014). Rôle du métamorphisme et des interactions fluide-roche sur les processus de localisation de la déformation et les transferts de l’uranium dans la croûte continentale. Mémoire HDR, Université de Franche-Comté, Besançon, France, 145 p. (cité dans chap. 8)

Goncalves P., Oliot E., Marquer D. & Connolly J.A.D. (2012). Role of chemical processes on shear zone formation: an example from the Grimsel metagranodiorite (Aar massif, Central Alps). Journal of

Metamorphic Geology, 30:7, 703-722. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2012.00991.x. (cité dans chap. 9)

Gourcerol B., Kontak D.J., Thurston P.C. & Petrus J.A. (2018). Application of LA-ICP-MS sulfide analysis and methodology for deciphering elemental paragenesis and associations in addition to multi-stage processes in metamorphic gold settings. The Canadian Mineralogist, 56, 1-26. https://doi.org/10.3749/canmin.1700048. (cité dans chap. 10)

Groves D.I. (1993). The crustal continuum model for late-Archaean lode-gold deposits of the Yilgarn Block, Western Australia. Mineralium Deposita, 28, 366-374. (cité dans chap. 2)

280 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Groves D.I., Goldfarb R.J., Gebre-Mariam M., Hagemann S.G. & Robert F. (1998). Orogenic gold deposits: a proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types. Ore Geology Reviews, 13, 7-27. (cité dans chap. 2)

Gueydan F., Précigout J. & Montési L.G.J. (2014). Strain weakening enables continental plate tectonics. Tectonophysics, 631, 189-196. https://doi.org/ 10.1016/j.tecto.2014.02.005 . (cité dans chap. 1)

Guillou-Frottier L. (2016). Transferts thermiques dans la croûte continentale. Rapport BRGM/RP- 66383-FR, Bureau de recherches géologiques et minières, Orléans, France, 92 p. (cité dans chap. 11)

Guitard G. (1970). Le métamorphisme hercynien mésozonal et les gneiss oeillés du massif du Canigou (Pyrénées orientales). Mémoire BRGM, Paris, France, 347 p. (cité dans chap. 7 & chap. 8)

Guitard G., Geyssant J., Laumonier B., Autran A., Fonteilles M., Dalmayrach B., Vidal, J.-C. & Bandet Y (1992). Carte géol. France (1/50 000). Feuille Prades (1095). Bureau de recherches géologiques et

minières, Orléans, France. Notice explicative par Guitard et al. (1998), 198 p. (cité dans chap. 7)

Guitard G., Laumonier B., Autran A., Bandet Y. & Berger G.M. (1998). Notice explicative, carte géol. France (1/50 000), feuilles Prades (1095). Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 198 p. Carte géologique par Guitard et al. (1992). (cité dans chap. 7)

H

Hayman N.W. & Lavier L.L. (2014). The geologic record of deep episodic tremor and slip. Geology, 42, 195-198. (cité dans chap. 1)

Hodgson C.J. (1989). The structure of shear-related, vein-type gold deposits: A review. Ore Geology Reviews, 4, 231-273. (cité dans chap. 9)

Holland T.J.B. & Powell R. (1998). An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 16:3, 309-343. (cité dans chap. 8)

Holyoke C.W. & Tullis I.J. (2006). Formation and maintenance of shear zones. Geology, 34:2, 105-108. https://doi.org/ 10.1130/G22116.1 . (cité dans chap. 1)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 281 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales) I

Ingebritsen S.E. & Appold M.S. (2012). The physical hydrogeology of ore deposits. Economic Geology, 107:4, 559-584. (cité dans l’introduction générale et chap. 1)

Ingebritsen S.E. & Manning C.E. (2010). Permeability of the continental crust: dynamic variations inferred from seismicity and metamorphism. Geofluids, 10, 193-205. https://doi.org/10.1111/j.-

1468-8123.2010.00278.x. (cité dans chap. 1)

Ingles J., Lamouroux C., Soula J.-C., Guerrero N. & Debat P. (1999). Nucleation of ductile shear zones in a granodiorite under greenschist facies conditions, Néouvielle massif, Pyrenees, France. Journal of Structural Geology, 21, 555-576. (cité dans chap. 1)

Institut Cartogràphic i Geològic de Catalunya (2016). Mapa geològic de Catalunya 1:50 000. https://www.icgc.cat/Administracio-i-empresa/Descarregues/Cartografia-geologica-i-geotematica/

Cartografia-geologica/Mapa-geologic-comarcal-1-50.000. (cité dans chap. 6)

J

Jamtveit B., Austrheim H. & Putnis A. (2016). Disequilibrium metamorphism of stressed lithosphere.

Earth-Science Reviews, 154, 1-13. doi : 10.1016/j.earscirev.2015.12.002. (cité dans chap. 1)

Jaupart C., Labrosse S., Lucazeau F. & Mareschal J.-C. (2015). Temperatures, heat and energy in the mantle of the Earth. Dans : Schubert G., Treatise on Geochemistry 2nd Edition, vol. 7, 223-270. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-53802-4.00126-3. (cité dans chap. 11)

Jébrak M. & Marcoux E. (2008). Géologie des ressources minérales. Gouvernement du Québec, Québec. ISBN : 978-2-551-23737-1. (cité dans chap. 1)

Jiracek G.R., Gustafson E.P. & Mitchell P.S. (1983). Magnetotelluric results opposing magma origin of crustal conductors in the Rio Grande rift. Tectonophysics, 94, 299-326. (cité dans l’introduction générale et chap. 1)

282 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque K

Kao H., Shan S.-J., Dragert H., Rogers G., Cassidy J.F. & Ramachandran K. (2005). A wide depth distribution of seismic tremors along the northern Cascadia margin. Nature, 486, 841-844.

doi:10.1130/G34990.1. (cité dans chap. 1)

Kasen D., Metzger B., Barnes J., Quataert E. & Ramirez-Ruiz E. (2018). Origin of the heavy elements in binary neutron-star mergers from a gravitational-wave event. Nature, 551, 80-89. https:// 10.1038/nature24453 . (cité dans chap. 2)

Kretschmar U. & Scott S.D. (1976). Phase relations involving arsenopyrite in the system Fe-As-S and their application. Canadian Mineralogist, 14, 364-386. (cité dans chap. 9)

L

Lagabrielle Y., Labaume P. & de Saint Blanquat M. (2010). Mantle exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceaous rifting in the Pyrenean realm (SW Europe): Insights from the geological setting of the lherzolite bodies. Tectonics, 29, art. TC4012, 26 p. https://doi.org/10.1029/2009TC002588. (cité dans chap. 4)

Lanari P., Vidal O., De Andrade V., Dubacq B., Lewin E., Grosch E.G. & Schwartz S. (2014a). XMapTools: A MATLAB©-based program for electron microprobe X-ray image processing and geothermobarometry. Computers & Geosciences, 62, 227-240. https://doi.org/10.1016/j.cageo.2013.08.010. (cité dans chap. 8)

Lanari P., Wagner T. & Vidal O. (2014b). A thermodynamic model for di-trioctahedral chlorite from

experimental and natural data in the system MgO−FeO−Al2O3−SiO2−H2O: applications to P−T sections and geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 167:968, 19 p. https://doi.org/10.1007/s00410-014-0968-8. (cité dans chap. 8)

Lanari P., Vho A., Bovay T., Airaghi L. & Centrella S. (2018). Quantitative compositional mapping of mineral phases by electron probe micro-analyser. Dans : Ferrero S., Lanari P., Goncalves P. & Grosch E.G. (eds). Metamorphic Geology: Microscale to Moutain Belts. Geological Society, London, Special Publications, 478, pp. 39-63. https://doi.org/10/1144/SP478.4. (cité dans chap. 8)

Lardeaux J.M., Schulmann K., Faure M., Janoušek V., Lexa O., Skrzypek E., Edel J.B. & Štípská P. (2014). The Moldanubian Zone in the French Massif Central, Vosges/Schwarzwald and Bohemian

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 283 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Massif revisited: differences and similarities. Dans : Schulmann K., Martínez Catalán J.R., Lardeaux J.M., Janoušek V. & Oggiano G. (eds). The Variscan Orogeny: Extent, Timescale and the Formation of the European Crust. Geological Society, London, Special Publications, 405, pp. 7-44.

https://doi.org/10.1144/SP405.14. (cité dans chap. 3)

Laumonier B. (1988). Les groupes de Canaveilles et de Jujols (« Paléozoïque inférieur ») des Pyrénées orientales – arguments en faveur de l’âge essentiellement Cambrien de ces séries. Hercynia, 4, 25- 38. (cité dans chap. 6)

Laumonier B., Abad A., Alonso J.L., Baudelot S., Bessière G., Besson M., Bouquet C., Bourrouilh R., Brula P., Carreras J., Centène A., Courjault-Radé R., Courtessole R., Fauconnier D., García- Sansegundo, Guitard G., Moreno-Eiris E., Perejón A. & Vizcaïno D. (1996). Cambro-Ordovicien. Dans : Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées. BRGM-ITGE, vol. 1, 157-209. (cité dans chap. 6)

Laumonier B., Autran A., Barbey P., Cheilletz A., Baudin T., Cocherie A. & Guerrot C. (2004). Conséquences de l’absence de socle cadomien sur l’âge et la signification des séries pré-varisques (anté-Ordovicien supérieur) du sud de la France (Pyrénées, Montagne Noire). Bulletin de la Société

géologique de France, 175, 105-117. (cité dans chap. 6)

Laumonier B., Calvet M., Le Bayon B., Barbey P., & Lenoble J.-L. (2016) avec la collaboration de Cocherie A. et Melleton J. Notice explicative, carte géol. France (1/50 000), feuille Prats-de- Mollo-la-Preste (1099). Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 191 p.

Carte géologique par Laumonier B., Le Bayon B. & Calvet M. (2015). (cité dans chap. 6 & chap. 9)

Laumonier B., Calvet M., Wiazemsky M., Barbey P., Marignac C., Lambert J. & Lenoble J.-L. (2010a). Notice explicative, carte géol. France (1/50 000), feuille Céret (1096). Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, France, 163 p. Carte géologique par Wiazemsky et al. (2010). (cité dans chap. 4, chap. 7, chap. 8, chap. 9 & chap. 11)

Laumonier B., Marignac C. & Kister P. (2010b). Polymétamorphisme et évolution crustal dans les Pyrénées orientales pendant l’orogenèse varisque au Carbonifère supérieur. Bulletin de la Société géologique de France, 181:5, 411-428. (cité dans chap. 4 & chap. 8)

Laurent O., Couzinié S., Zeh A., Vanderhaeghe O., Moyen J.-F., Villaros A., Gardien V. & Chelle-Michou C. (2017). Protracted, coeval crust and mantle melting during Variscan late-orogenic evolution: U‒ Pb dating in the eastern French Massif Central. International Journal of Earth Sciences, 106, 421- 451. https://doi.org/10.1007/s00531-016-1434-9. (cité dans chap. 3)

284 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Ledru P., Courrioux G., Dallain C., Lardeaux J.-M., Montel J.-M., Vanderhaeghe O. & Vitel G. (2001). The Velay dome (French Massif Central): melt generation and granite emplacement during orogenic evolution. Tectonophysics, 342, 207-237. (cité dans chap. 3)

Lefebvre G. & Leguérinel M. (2018). La structure des marchés de l’or physique en 2018. Dans : Rouge F. & Catoire S., Réalités industrielles, l’économie de l’or. Annales des Mines, novembre 2018, 40-44

pp. (cité dans chap. 2)

Le Guen M., Lescuyer J.L. & Marcoux E. (1992). Lead-isotope evidence for a Hercynian origin of the

Salsigne gold deposit (Southern Massif Central, France). Mineralium Deposita, 27, 129-136. (cité dans chap. 3)

Lehrberger G. (1995). The gold deposits of Europe: An overview of the possible metal sources for Prehistoric gold objects. Dans : Morteani G. & Northover J.P. (eds), Prehistoric gold in Europe,

115-144 pp. (cité dans chap. 3)

Lemirre B. (2018). Origine et développement de la thermicité dans les Pyrénées varisques. Thèse de

doctorat, Université Paul Sabatier-Toulouse III, Toulouse, France, 288 p. (cité dans chap. 8, chap. 9 & discussion générale)

Lemirre B., Cochelin B., Duchêne S., de Saint Blanquat M. & Poujol M. (2019). Origin and duration of late orogenic magmatism in the foreland of the Variscan belt (Lesponne – Chiroulet – Neouvielle

area, French Pyrenees). Lithos, 336-337, 183-201. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.03.037. (cité dans chap. 9)

Lescuyer J.-L. (2005). 5–1: Salsigne – example of a late Variscan gold deposit. Ore Geology Reviews, 198-199. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2005.07.016. (cité dans chap. 3)

Lescuyer J.L., Leistel J.M., Marcoux E., Milési J.P. & Thiéblemont D. (1997). Late Devonian-early Carboniferous peak sulphide mineralization in the Western Hercynides. Mineralium Deposita, 33,

208-220. (cité dans chap. 3)

Leydier T., Goncalves P., Lanari P. & Oliot E. (2019). On the petrology of brittle precursors of shear zones − An expression of concomitant brittle deformation and fluid-rock interactions in the ‘ductile’ continental crust. Journal of Metamorphic Geology, 37, 1129-1149.

https://doi.org/10.1111/jmg.12504. (cité dans chap. 1 & discussion générale)

Link G. (2016). Déformation localisée dans la croûte inférieure : le rôle du métamorphisme et des

fluides. Mémoire de master 2, Université de Franche-Comté, Besançon, France, 37 p. (cité dans chap. 1, chap. 8, chap. 9 & discussion générale)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 285 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Llac F. (1969). Étude tectonique de l’enveloppe paléozoïque à l’Est du Canigou : le massif des Aspres (Pyrénées orientales). Bulletin de la Société géologique de France, S7-XI, 476-483, https://doi.org/10.2113/gssgfbull.S7-XI.4.476. (cité dans chap. 7)

Llac F., Autran A., Guitard G., Robert J.-F., Gourinard Y. & Santanach P. (1988). Carte géol. France (1/50 000). Feuille Saillagouse (1098). Bureau de recherches géologiques et minières, Orléans,

France. Notice explicative par Llac (1989), 75 p. (cité dans chap. 6)

Lorand J.P., Bodinier J.L., Dupuy C. & Dostal J. (1989). Abundance and distribution of gold in the orogenic-type spinel peridotites from Ariège (Northeastern Pyrenees, France). Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, 3085-3093. (cité dans chap. 4)

M

Mancktelow N.S. & Pennacchioni G. (2005). The control of precursor brittle fracture and fluid-rock interaction on the development of single and paired ductile shear zones. Journal of Structural

Geology, 27, 645-661. https:// 10.1016/j.jsg.2004.12.001 . (cité dans chap. 1)

Manning C.E. & Ingebritsen S.E. (1999). Permeability of the continental crust: Implications of

geothermal data and metamorphic systems. Reviews of Geophysics, 37, 127-150. (cité dans chap. 1)

Marcoux E. & Lescuyer J.-L. (1994). Les minerais sulfo-arseniés aurifères de Salsigne, Aude, France : évolution paragénétique d’une minéralisation tardi-hercynienne syntectonique en contexte sédimentaire. The Canadian Mineralogist, 32, 159-177. (cité dans chap. 3)

Marcoux E., Joubert M. & Lescuyer J.-L. (1991). Origine des minéralisations stratiformes de la bordure du Canigou (Pyrénées-orientales, France) : apport de la géochimie isotopique du plomb. Comptes-

rendus de l’Académie des Sciences de Paris série II, 312, 281-287. (cité dans chap. 9)

Marquer D. & Burkhard M. (1992). Fluid circulation, progressive deformation and mass-transfer processes in the upper crust: the example of basement-cover relationship in the External Crystalline Massifs, Switzerland. Journal of Structural Geology, 14:8-9, 1047-1057. (cité dans chap. 1)

Massonne H.-J. & Schreyer W. (1987). Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K- feldspar, phlogopite, and quartz. Contributions to Mineralogy and Petrology, 96, 212-224. (cité dans chap. 8)

286 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Mateo E., Fanlo I., Subías I., Recio C. & Billström K. (2010). Geological, mineralogical and geochemical constraints on the genesis of the Chinipí arsenopyrite-pyrite-invisible gold vein (Canfranc, Central Spanish Pyrenees). N. Jb. Miner. Abh., 187/3, 313-327. (cité dans chap. 4 & chap. 5)

Mattauer M. (1968). Les traits structuraux essentiels de la chaîne pyrénéenne. Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique, X, 3-12. (cité dans chap. 3)

Matte P. (1986). Tectonics and plate tectonics model for the Variscan belt of Europe. Tectonophysics, 126, 329-374. (cité dans chap. 3)

Matte P. (2001). The Variscan collage and orogeny (480‒290 Ma) and the tectonic definition of the Armorica microplate: a review. Terra Nova, 13, 122-128. (cité dans chap. 3)

McCaig A.M. (1988). Deep fluid circulation in fault zones. Geology, 16, 867-870. (cité dans l’introduction générale & chap. 1)

Means W.D. (1995). Shear zones and rock history. Tectonophysics, 247, 157-160. (cité dans chap. 11)

Menzies C.D., Teagle D.A.H., Craw D., Cox S.C., Boyce A.J., Barrie C.D. & Roberts S. (2014). Incursion of meteoric waters into the ductile regime in an active orogen. Earth and Planetary Science Letters, 399, 1-13. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2014.04.046. (cité dans introduction générale & chap. 1)

Mezger J.E. & Passchier C.W. (2003). Polymetamorphism and ductile deformation of staurolite‒ cordierite schist of the Bossòst dome: indication for Variscan extension in the Axial Zone of the central Pyrenees. Geological Magazine, 140, 595-612. https://doi.org/10.1017/S0016756803008112. (cité dans chap. 4)

Miller M.C. (2017). A golden binary. Nature, 551, 36-37. (cité dans chap. 2)

Molnár F., Middleton A., Stein H., O`Brien H., Lahaye Y., Huhma H., Pakkanen L. & Johanson B. (2018). Repeated syn- and post-orogenic gold mineralizations events between 1.92 and 1.76 Ga alongthe Kiistala Shear Zone in the Central Lapland Greenstone Belt, northern Finland. Ore

Geology Reviews, 101, 936-959. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.08.015. (cité dans discussion générale)

Montel J.-M., Foret S., Veschambre M., Nicollet C. & Provost A. (1996). Electron microprobe dating of monazite. Chemical Geology, 131, 37-53. (cité dans chap. 9)

Morel-Deledalle M. & Bouiller J.-R. (2018). L’or dans l’histoire et dans la civilisation, histoire et création artistique. Dans : Rouge F. & Catoire S., Réalités industrielles, l’économie de l’or. Annales des

Mines, novembre 2018, 49-53 pp. (cité dans chap. 2)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 287 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Moritz R.P. & Chevé S.R. (1992). Fluid-inclusion studies of high-grade metamorphic rocks of the Ashuanipi complex, eastern Superior Province: constraints on the retrograde P–T path and implications for gold metallogeny. Canadian Journal of Earth Sciences, 29, 2309-2327. (cité dans chap. 9 & discussion générale)

Mouthereau F., Filleaudeau P.-Y., Vacherat A., Pik R., Lacombe O., Giuditta Fellin M., Castelltort S., Christophoul F. & Masini E. (2014). Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees: Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence. Tectonics, 33, 2283-2314.

https://doi.org/10.1002/2014TC003663. (cité dans chap. 4)

Moyroud B. & Salpeteur I. (1993). Synthèse régionale des Pyrénées orientales. Rapport R 37780,

Bureau de recherches géologiques et minières, Orléans, France, 94 p. (cité dans chap. 4 & chap. 9)

Muñoz J.A. (1992). Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal-balanced cross- section. Dans : McClay K.R., Thrust Tectonics. Chapman & Hall, Londres, Royaume-Uni, 235-246 pp. (cité dans chap. 4)

N

Nadeau R.M. & Dolenc D. (2005). Nonvolcanic tremors deep beneath the San Andreas fault. Science, 307, 389. (cité dans chap. 1)

O

Obara K. (2002). Nonvolcanic deep tremor associated with subduction in southwest Japan. Science, 296, 1679-1681. (cité dans chap. 1)

Obara K., Hirose H., Yamamizu F. & Kasahara K. (2004). Episodic slow slip events accompanied by non- volcanic tremors in southwest Japan subduction zone. Geophysical Research Letters, 31, . (cité dans chap. 1)

Oliot E., Goncalves P. & Marquer D. (2010). Role of plagioclase and reaction softening in a metagranite shear zone at mid-crustal conditions (Gotthard Massif, Swiss Central Alps). Journal of Metamorphic Geology, 28, 849-871. (cité dans l’introduction générale, chap. 1 & chap. 8)

Oliver N.H.S. (1996). Review and classification of structural controls on fluid flow during regional metamorphism. Journal of Metamorphic Geology, 14, 477-192. (cité dans chap. 1 & chap. 9)

288 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque P

Padel M. (2016). Influence cadomienne dans les séries pré-sardes des Pyrénées orientales : approche géochimique, stratigraphique et géochronologique. Thèse de doctorat, Université de Lille-1, Lille,

211 p. (cité dans chap. 6 & chap. 10)

Parnell J., Perez M., Armstrong J., Bullrock L., Feldmann J. & Boyce A.J. (2018). Geochemistry and metallogeny of Neoproterozoic pyrite in oxic and anoxic sediments. Geochemical Perspectives Letters, 7, 12-16. https://doi.org/10.7185/geochemlet.1812. (cité dans chap. 9 & discussion générale)

Passchier C.W. & Trouw R.A.J. (2005). Microtectonics, 2nd edition. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, Berlin, Allemagne, 366 p. https://doi.org/ 10.1007/3-540-29359-0 . (cité dans chap. 9)

Pelleter E., Cheilletz A., Gasquet D., Mouttaqi A., Annich M., El Hakour A., Deloule E. & Féraud G. (2007). Hydrothermal zircons: A tool for ion microprobe U–Pb dating of gold mineralization (Tamlalt–Menhouhou gold deposit ― Morocco). Chemical Geology, 245, 136-161. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.07.026. (cité dans chap. 3)

Peng Z. & Chao K. (2008). Non-volcanic tremor beneath the Central range in Taiwan triggered by the

2001 Mw 7.8 Kunlun earthquake. Geophysical Journal International, 175, 825-829,

https://doi.org/ 10.1111/j.1365-246X.2008.03886.x . (cité dans chap. 1)

Phillips G.N. & Powell R. (2009). Formation of gold deposits: Review and evaluation of the continuum

model. Earth-Science Reviews, 94, 1-21. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2009.02.002. (cité dans chap. 2)

Phillips G.N. & Powell R. (2010). Formation of gold deposits: a metamorphic devolatilization model. Journal of Metamorphic Geology, 28, 689-718. (cité dans chap. 2 & chap. 10)

Phillips G.N. & Powell R. (2015). A practical classification of gold deposits, with a theorical basis. Ore Geology Reviews, 65, 568-573. https:// doi.org/ 10.1016/j.oregeorev.2014.04.006 . (cité dans chap. 2)

Pigetvieux G. (1981). Étude géologique et métallogénique des Aspres (Pyrénées orientales). Thèse de doctorat, Université de Franche-Comté, Besançon, 309 p. (cité dans chap. 4 et dans chap. 9)

Pitcairn, I.K. (2012). Background concentrations of gold in different rock types. Applied Earth Sciences (Trans. Inst. Min. Metall. B), 120:1, 31-38. https://doi.org/10.1179/1743275811Y.000000021. (cité dans chap. 2 & chap. 10)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 289 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Pitcairn I.K., Craw D. & Teagle D.A.H. (2014). The gold conveyor belt: Large-scale gold mobility in an active orogen. Ore Geology Reviews, 62, 129-142. https://doi.org/10. 1016 / j.oregeolrev.2014.03.006 . (cité dans conclusion générale & perspectives)

Pitcairn I.K., Craw D. & Teagle D.A.H. (2015). Metabasalts as sources of metals in orogenic gold deposits. Mineralium Deposita, 50, 373-390. https://doi.org/10.1007/s00126-014-0547-y. (cité dans chap. 10)

Pitcairn I.K. Olivo G.R., Teagle D.A.H. & Craw D. (2010). Sulfide evolution during prograde metamorphism of the Otago and Alpine schists, New Zealand. The Canadian Mineralogist, 48, 1267-1295. https://doi.org/10.3749/canmin.48.5.1267. (cité dans chap. 10)

Pochon A. (2017). Magmatisme mafique et minéralisations à Sb-Au dans le domaine Centre Armoricain : contrôles spatio-temporels et implications métallogéniques. Thèse de doctorat, Université de

Rennes 1, Rennes, France, 312 p. (cité dans chap. 3 & chap. 4)

Pochon A., Poujol M., Gloaguen E., Branquet Y., Cagnard F., Gumiaux C. & Gapais D. (2016). U-Pb LA- ICP-MS dating of apatite in mafic rocks: Evidence for a major magmatic event at the Devonian- Carboniferous boundary in the Armorican Massif (France). American Mineralogist, 101, 2430-

2442. https://doi.org/10.2138/am-2016-5736. (cité dans chap. 3)

Poitrenaud T. (2018). Le gisement périgranitique à tungstène et or de Salau (Pyrénées, France), histoire polyphasée d’un système minéralisé tardi-varisque. Thèse de doctorat, Université d’Orléans, Orléans, France, 487 p. (cité dans chap. 4, chap. 9 & discussion générale)

Poitrenaud T., Poujol M., Augier R. & Marcoux E. (2019). The polyphase evolution of a late Variscan W/Au deposit (Salau, French Pyrenees): insights from REE and U/Pb LA-ICP-MS analyses.

Mineralium Deposita, , https://doi.org/10.1007/s00126-019-00923-2. (cité dans chap. 4 & chap. 9)

Polizzi S. (1990). Les minéralisations sulfo-arséniées aurifères du massif des Aspres (Pyrénées orientales, France) : étude géologique et métallogénique. Thèse de doctorat, Université Paul Sabatier, Toulouse, France, 345 p. (cité dans chap. 4, chap. 7, chap. 9, discussion générale & conclusion générale)

Pouit G. & Fortuné J.-P. (1980). Métallogénie comparée des Pyrénées et du Sud du Massif central. 26e Congrès Géologique International, Bulletin du Centre de Recherche et d’Exploration – Production Elf-Aquitaine, mémoire 3, 381-440. (cité dans chap. 3)

Praca E. « Mine d’or de Glorianes – Recherches au XXe siècle ». http://edwige-praca.fr/index.php/20- mine-d-or-de-glorianes-recherches-au-xxe-siecle, consulté le 7 octobre 2019. (cité dans chap. 9)

290 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque R

Roattino T. (2018). Discrimination d’épisodes tardihercyniens et post-hercyniens de minéralisation ferrifère à sidérite dans les Pyrénées Orientales : données pétrostructurales et géochimiques.

Mémoire de master 2, Université de Perpignan Via Domitia, Perpignan, France, 37 p. (cité dans chap. 8, chap. 9 & chap. 10)

Robert F., Poulsen K.H. & Dubé B. (1997). Gold deposits and their geological classification. Exploration Geochemistry, 209-220. (cité dans chap. 2)

Robert J.-F. (1980). Étude géologique et métallogénique du Val de Ribas sur le versant espagnol des Pyrénées catalanes. Thèse de doctorat, Université de Franche-Comté, Besançon, France, 294 p. (cité dans chap. 4)

Romer R.L. & Soler A. (1995). U-Pb age and lead isotopic characterization of Au-bearing skarn related to

the Andorra granite (central Pyrenees, Spain). Mineralium Deposita, 30, 374-383. (cité dans chap. 4)

S

Scharf A., Handy M.R., Ziemann M.A. & Schmid S.M. (2013). Peak-temperature patterns of polyphase metamorphism resulting from accretion, subduction and collision (eastern Tauern Window, European Alps) – a study with Raman microspectroscopy on carbonaceous material (RSCM).

Journal of Metamorphic Geology, 31, 863-880. https://doi.org/10.1111/jmg.12048. (cité dans chap. 8)

Selverstone J., Morteani G. & Staude J.-M. (1991). Fluid channelling during ductile shearing: transformation of granodiorite into aluminous schist in the Tauern Window, Eastern Alps. Journal of Metamorphic Geology, 9, 419-431. (cité dans l’introduction générale, chap. 1 & chap. 8)

Sharp. Z.D., Essene E.J. & Kelly W.C. (1985). A re-examination of the arsenopyrite geothermometer: pressure considerations and applications to natural assemblages. Canadian Mineralogist, 23, 517-

534. (cité dans chap. 9)

Sibson R.H. (1992). Fault-valve behavior and the hydrostatic-lithostatic fluid pressure interface. Earth

Science Reviews, 32, 141-144. (cité dans l’introduction générale, chap. 1 & discussion générale)

Sibson R.H., Robert F. & Poulsen K.H. (1988). High-angle reverse faults, fluid-pressure cycling, and

mesothermal gold-quartz deposits. Geology, 16, 551-555. (cité dans l’introduction générale & discussion générale)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 291 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Siebenaller L., Boiron M.-C., Vanderhaeghe O., Hibsch C., Jessell M.W., Andre-Mayer A.-S., France- Lanord C. & Photiades A. (2013). Fluid record of rock exhumation across the brittle‒ductile transition during formation of a Metamorphic Core Complex (Naxos Island, Cyclades, Greece).

Journal of Metamorphic Geology, 31, 313-338. https://doi.org/10.1111/jmg.12023. (cité dans l’introduction générale & chap. 1) de Sitter L.U. & Zwart H.J. (1960). Tectonic development in supra and infra-structures of a mountain chain. Proc. 21St Int. Geol. Congr. Cophenhagen, 18, 248-256. (cité dans chap. 4)

Soler A., Ayora C., Cardellach E. & Delgado J. (1990). Gold-bearing hedenbergite skarns from the SW contact of the Andorra granite (Central Pyrenees, Spain). Mineralium Deposita, 25, S59-S68. (cité dans chap. 4 & chap. 9)

Soler A., Cardellach E., Arcos D. & Delgado J. (1996). Las mineralizaciones auríferas de los Pirineos y su

significado en la evolución del orógeno Hercínico. Geogaceta, 20, 1554-1557. (cité dans chap. 4 & chap. 5)

Soliva J. (1987). Linéations, sens de cisaillement et de transport des nappes dans les gneiss du versant nord du massif du Canigou et de la fenêtre de Balagt (Pyrénées orientales). Mémoire de DEA, Université des sciences et techniques du Languedoc, Montpellier, France. (cité dans chap. 7)

Souche A., Medvedev S., Andersen T.B. & Dabrowski M. (2013). Shear heating in extensional detachments: Implications for the thermal history of the Devonian basins of W Norway.

Tectonophysics, 608, 1073-1085. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2013.07.005. (cité dans chap. 11)

Spear F.S. (1993). Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Mineralogical

Society of America, États-Unis, 799 p. (cité dans chap. 11)

Spruzeniece L. & Piazolo S. (2015). Strain localization in brittle‒ductile shear zones: fluid abundant vs. fluid-limited conditions (an example from Wyangala area, Australia). Solid Earth, 6, 881-901. https://doi.org/ 10.5194/se-6-881-2015 . (cité dans chap. 1)

Stanley W.D., Mooney W.D. & Fuis G.S. (1990). Deep crustal structure of the Cascade Range and surrounding regions from seismic refraction and magnetotelluric data. Journal of Geophysical

Research, 95:B12, 19419-19438. (cité dans chap. 1)

292 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque T

Taillefer A., Guillou-Frottier L., Soliva R., Magri F., Lopez S., Courrioux G., Millot R., Ladouche B. & Le Goff E. (2018). Topographic and faults control of hydrothermal circulation along dormant faults in orogen. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 19, 4972-4995. https://doi.org/10.1029/2018GC007965. (cité dans chap. 11)

Taillefer A., Soliva R., Guillou-Frottier L., Le Goff E., Martin G. & Seranne M. (2017). Fault-related control on upward hydrothermal flow: an integrated geological study of the Têt fault system,

eastern Pyrénées (France). Geofluids, 2017, 19 p. https://doi.org/ 10.115/2017/8190109 . (cité dans chap. 1)

Tassara S., González-Jiménez J.M., Reich M., Schilling M.E., Morata D., Begg G., Saunders E., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Grégoire M., Barra F. & Corgne A. (2018). Plume-subduction interaction

forms large auriferous province. Nature Communications, 8:843. (cité dans chap. 2)

Teixell A., Labaume P., Ayarza P., Espurt N., de Saint Blanquat M. & Lagabrielle Y. (2018). Crustal structure and evolution of the Pyrenean-Cantabrian belt: A review and new interpretations from recent concepts and data. Tectonophysics, 724-725, 146-170.

https://doi.org/10.1016/j.tecto.2018.01.009. (cité dans chap. 4)

Thompson A.B. & Connolly J.A.D (1992). Migration of metamorphic fluid: some aspects of mass and

heat transfer. Earth-Science Reviews, 32, 107-121. (cité dans chap. 11)

Tomkins A.G. (2010). Windows of metamorphic sulfur liberation in the crust: Implication for gold deposit genesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74, 3246-3259.

https://doi.org/10.1016/j.gca.2010.03.003. (cité dans chap. 10 & discussion générale)

Tomkins A.G. (2013). On the source of orogenic gold. Geology, 41, 1255-1256.

https://doi.org/ 10.1130/focus122013.2 . (cité dans l’introduction générale & chap. 10)

Tostevin R., Clarkson M.O., Gangl S., Shields G.A., Wood R.A., Bowyer, Penny A.M. & Stirling C.H. (2019). Uranium isotope evidence for an expansion of anoxia in terminal Ediacaran oceans. Earth

and Planetary Science Letters, 506, 104-112. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2018.10.045. (cité dans chap. 10 & discussion générale)

Trepmann C.A., Stöckhert B., Dorner D., Hamidzadeg Moghadam R., Küster M. & Röller K. (2007). Simulating coseismic deformation of quartz in the middle crust and fabric evolution during

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 293 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

postseismic stress relaxation ― An experimental study. Tectonophysics, 442, 83-104.

https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.05.005. (cité dans chap. 9)

Triboulet C., Guitard G., Katona I. & Navidad M. (2005). Évolution pression–température des amphibolites de la zone axiale au cours du métamorphisme hercynien des Pyrénées orientales.

Comptes-rendus Géosciences, 337, 1244-1249. https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.06.011. (cité dans chap. 8)

V

Vanderhaeghe O., Burg J.-P. & Teyssier C. (1999). Exhumation of migmatites in two collapsed orogens: Canadian Cordillera and French Variscides. Dans : Ring U., Brandon M.T., Lister G.S. & Willett S.D. (eds). Exhumation processes: Normal faulting, ductile flow and erosion. Geological Society,

London, Special Publications, 154, pp. 181-204. (cité dans chap. 3)

Violay M., Heap M.J., Acosta M. & Madonna C. (2017). Porosity evolution at the brittle-ductile transition in the continental crust: Implications for deep hydro-geothermal circulation. Scientific

Reports, 7, 7705. https://doi.org/10.1030/s41598-017-08108-5. (cité dans discussion générale)

Vincienne H. (1944). Sur le gîte aurifère de Glorianes (Pyr.-Orient.) et sur la coexistence du tungstène et

de l’or. Comptes rendus hebdomadaires de l’Académie des sciences, 219, 212-213. (cité dans chap. 9)

Vlassopoulos D. & Wood S.A. (1990). Gold speciation in natural waters: Solubility and hydrolysis

reactions of gold in aqueous solution. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 3-12. (cité dans chap. 10)

W

Wannamaker P.E., Jiracek G.R., Stodt J.A., Caldwell T.G., Gonzalez V.M., McKnight J.D. & Porter A.D. (2002). Fluid generation and pathways beneath an active compressional orogen, the New Zealand Southern Alps, inferred from magnetotelluric data. Journal of Geophysical Research, 107, N° B6,

21 p. https://doi.org/10.1029/2001JB00186. (cité dans l’introduction générale, chapitre 1 et discussion générale)

294 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Weatherley D.K. & Henley R.W. (2013). Flash vaporization during earthquakes evidenced by gold

deposits. Nature Geoscience, 6, 294-298. https://doi.org/10.1018/NGEO1759 (cité dans l’introduction générale & chap. 1)

Wibberley C.A.J., Yielding G. & Di Toro G. (2008). Recent advances in the understanding of fault zone internal structure: a review. Dans: Wibberley C.A.J., Kurz W., Imber J., Holdsworth R.E. & Colletrini C. (eds). The internal structure of fault zone: implications for mechanical and fluid-flow properties. Geological Society, London, Special Publications, 299, pp. 5-33. https://doi.org/10.1144/SP299.2. (cité dans chap. 1)

Wilkinson B.H. & Kesler S.E. (2010). Tectonic-diffusion estimate of orogenic gold ressources. Economic Geology, 105, 1321-1334. (cité dans chap. 2)

Willbold M., Elliott T. & Moorbath S. (2011). The tungsten isotopic composition of the Earth’s mantle before the terminal bombardment. Nature, 477, 195-198. (cité dans chap. 2)

Y

Yardley B.W.D. (2009). The role of water in the evolution of the continental crust. Journal of the Geological Society, 166, 585-600. https://doi.org/10.1144/0016-76492008-101. (cité dans chap. 1)

Yardley B.W.D. & Bodnar R.J. (2014). Fluids in the continental crust. Geochemical Perspectives, 3:1,

127 p. https://doi.org/10.7185/geochempersp.3.1. (cité dans l’introduction générale)

Z

Zhong R., Brugger J., Tomkins A.G., Chen Y. & Li W. (2015). Fate of gold and base metals during metamorphic devolatilization of a pelite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 171, 338-352.

https://doi.org/10.1016/j.gca.2015.09.013. (cité dans chap. 10 & discussion générale)

Zwart H.J. (1979). The geology of the central Pyrenees. Leidse Geologische Mededelingen, 50, 1-74. (cité dans chap. 3)

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 295 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

296 Glossaire —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Abréviations et formules des minéraux

­ Ab = albite NaAlSi3O8

­ Alm = almandin Fe3Al2(SiO4)3

­ Aln = allanite (Ca,Ce,La)2(Al,Fe)3[(Si2O7)(SiO4)(O,OH)2]

­ Am = amésite Mg2Al(AlSiO5)(OH)4

­ And = andalousite Al2SiO5 2+ ­ Ank = ankérite Ca(Fe ,Mg)(CO3)2

­ Ap = apatite Ca5(PO4)3(F,OH) ­ Apy = arsénopyrite FeAsS ­ Au = or natif Au ­ Bi = bismuth natif Bi

­ Bsm = bismuthinite Bi2S3 ­ Bt = biotite (groupe)

­ Cal = calcite CaCO3

­ Ccp = chalcopyrite CuFeS2 2+ 3+ ­ Cel = céladonite K(Mg,Fe )Fe (Si4O10)(OH)2 ­ Chl = chlorite (groupe)

­ Clin = clinochlore Mg5Al(AlSi3O10)(OH)8

­ Daph = daphnite (Fe,Mg)5Al(Si,Al)4O10(OH)8 ­ Elc = électrum (Ag,Au) ­ Gn = galène PbS

­ Grs = grossulaire Ca3Al2(SiO4)3

­ Grt = grenat (groupe) X3Z2(SiO4)3 2+ ­ Hdb = hedenbergite CaFe Si2O6

­ Kf = feldspath potassique KAlSi3O8

­ Mgs = magnésite MgCO3

­ Mnz = monazite (Ce,La,Nd)(PO4)

­ Ms = muscovite KAl2(OH,F)2(AlSi3O10)

­ Phl = phlogopite KMg3(AlSi3O10)(OH)2

­ Phg = phengite KAl1,5(Mg,Fe)0,5(Al0,5Si3,5O10)(OH)2

­ Pl = plagioclase (Na,Ca)[(Si,Al)4O8]

­ Prl(H) = pyrophyllite (hydratée) Al2Si4O10(OH)2

­ Po = pyrrhotite Fe1-xS

­ Prp = pyrope Mg3Al2(SiO4)3

­ Py = pyrite FeS2

­ Qz = quartz SiO2

­ Rds = rhodochrosite MnCO3

­ Sd = sidérite FeCO3

­ Shl = scheelite Ca(WO4) ­ Sph = sphalérite ZnS

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 299 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

­ Sps = spessartine Mn3Al2(SiO4)3

­ Stb = stibine (stibnite) Sb2S3

­ Sud = sudoite Mg2Al3(Si3Al)O10(OH)8 2+ 2+ ­ Wlf = wolframite (Fe ,Mn )WO4

­ Wol = wollastonite CaSiO3

Abréviations et sigles

­ %at = pourcentage atomique ­ %wt = pourcentage poids oxyde ­ Aff. = affleurement ­ AP = axe de pli ­ BP = basse pression ­ BSE = back-scattered electrons (= électrons rétrodiffusés) ­ Carb. = carbonate ­ EBSD = electron back-scattered diffraction (= diffraction rétrodiffusée d’électrons) ­ EDS = energy-dispersive X-ray spectroscopy (= spectrométrie rayons X à énergie dispersive) ­ FNP = faille nord-pyrénéenne ­ G. g. = « gneiss granulés » (= roches méta-volcaniques grenues caractéristiques de la formation de Canaveilles) ­ HP = haute pression ­ HSE = high siderophile element (= élément hautement sidérophile) ­ HT = haute température ­ ICP-AES = inducted coupled plasma-atomic emission spectrometry (= spectrométrie d’émission atomique à plasma à couplage inductif) ­ IRGD = intrusion-related gold deposit (= gisement d’or lié à une intrusion magmatique) ­ K = kelvin (unité S.I. de la température) ­ LA-ICP-MS = laser ablation-inducted coupled plasma-mass spectrometer (= ablation laser – spectrométrie de masse à plasma à couplage inductif) ­ Le = linéation d’étirement ­ Lm = linéation minérale ­ LOI = loss of ignition (= perte au feu) ­ MEB = microscope électronique à balayage ­ Mica-sct. = micaschiste ­ MNP = massifs nord-pyrénéens ­ MNT = modèle numérique de terrain ­ MP = moyenne pression

300 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

­ MT = moyenne température ­ NGF = Nivellement général de la France ­ PA = plan axial ­ PER = permis exclusif de recherche ­ Qtz = quartzite ­ REE = rare-earth elements (= terres rares) ­ HREE = heavy rare-earth elements (= terres rares lourdes) ­ LREE = light rare-earth elements (= terres rares légères) ­ RGF = Référentiel géologique de la France ­ RSCM = Raman spectroscopy on carbonaceous material (= spectroscopie Raman sur matériel carboné) ­ Sct. = schiste ­ SIG = système d’information géographique ­ VMS = volcanic massive sulphide (= amas sulfuré volcanique) ­ ZA = Zone Axiale (des Pyrénées) ­ ZC = zone de cisaillement ­ ZNP = zone nord-pyrénéenne ­ ZTFD = zone de transition fragile-ductile

Définnitions

­ Apex : partie sommitale d’une intrusion magmatique. ­ Clarke : concentration moyenne d’un élément chimique dans la croûte terrestre. ­ Fluide hydrothermal : fluide dont la circulation est accompagnée par des transferts de chaleur et des transferts de matière convectifs. ­ Galerie : cavité souterraine creusée par l’Homme, dans le cadre de l’exploitation minière, permettant l’extraction d’une substance métallique, en suivant la structure géologique (faille, veine…) la contenant. ­ Gangue : minéraux constitutifs d’une veine minéralisée non-valorisables dans le cadre de l’exploitation minière. ­ Gisement : concentration anomale d’un élément métallique dans la croûte terrestre, dont l’exploitation est économique rentable. ­ Gîte : concentration anomale d’un élément métallique dans la croûte terrestre. ­ Halde : accumulation des produits stériles (roche encaissante…) de l’extraction minière. ­ Indice : évidence locale de la présence d’une anomalie en un élément métallique. ­ Métasomatisme ou métasomatose : métamorphisme induit par la circulation de fluides, caractérisé par la modification de la chimie de la roche.

Partie Ω – Références bibliographiques / Glossaire 301 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères massif du Canigou (Pyrénées orientales)

­ Minerai : espèce minérale exploitée pour en extraire une substance métallique. ­ Protolithe : roche initiale dont est issue une roche métamorphique avant sa transformation (ex : le calcaire est le protolithe du marbre). ­ Skarn : roche du métamorphisme de contact d’une intrusion granitique de roches carbonatées, caractérisée par une texture grenue riche en minéraux calciques. ­ Travers-banc : cavité souterraine creusée par l’Homme, dans le cadre de l’exploitation minière, perpendiculairement aux structures géologiques et permettant de rallier les corps minéralisés exploités. ­ Veine : corps minéralisé en substance utile (métaux…), d’allure plus ou moins rectiligne et longiligne, qui recoupe les structures géologiques antérieures. ­ Zone de cisaillement : zone de déformation localisée et hétérogène au sein de la lithosphère.

302 Publications —

• Link et al. (2018). Gold as tracer of crustal fluuid fluow in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France). Petrochro2018 Summer School (Sète, France) – 18-20 septembre 2018.

• Link et al. (2019a). Gold as tracer of fluuid fluow during exhumation of the Variscan orogenic root in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France). EGU General Assembly 2019 (Vienne, Autriche) – 7-12 avril 2019.

• Link et al. (2019b). Theermal peak detected in gold-bearing shear zones by a thermo-structural study: a new tool to retrieve fluuid fluow? 15th Biennial SGA Meeting 2019 (Glasgow, Ecosse) – 27-30 août 2019. —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Communication scientifique 1. Poster Pétrochro2018

Link G., Vanderhaeghe O., Béziat D., Guillou-Frottier L., Gloaguen E., de Saint Blanquat M., Melleton J. & Estrade G. (2018). Gold as tracer of crustal fluid flow in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France). Petrochro2018.

Le poster présenté à l’occasion de l’école d’été Pétrochro2018 à Sète (France), du 18 au 20 septembre 2018, montre les premiers résultats de l’étude pétro-structurale retranscrite dans les chapitres 7, 8 et 9. Il souligne notamment la position des veines minéralisées le long de zones de cisaillement verticales contemporaines du stade de déformation D3 connectant la suprastructure et l’infrastructure migmatitique. Les marqueurs de déformation ductile du quartz sont indiqués, ainsi que la présence précoce de sidérite dans le cortège minéralogique. À partir de ces données, il est proposé que les veines aurifères soient issues de circulations de fluides provenant des migmatites de l’infrastructure ayant lieu dans les derniers stades de déformation varisques.

2. Poster EGU 2019

Link G., Vanderhaeghe O., Béziat D., Guillou-Frottier L., Gloaguen E. & Melleton J. (2019). Gold as tracer of fluid flow during exhumation of the Variscan orogenic root in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France). EGU 2019.

Le poster présenté à l’EGU 2019 à Vienne (Autriche), du 7 au 12 avril 2019, montre une vision actualisée de l’architecture structurale du dôme du Canigou, par rapport au poster de

Pétrochro2018. Il souligne également que la déformation D3 est contemporaine du stade de rétrométamorphisme de la suprastructure et correspond au stade d’exhumation de l’infrastructure au cœur du dôme du Canigou. Le fait que les valeurs de température enregistrées dans les veines minéralisées et celles enregistrées dans l’encaissant est précisé. Sur la base de ces données, il est proposé que les fluides minéralisateurs soient issus d’une circulation ascendante provenant de l’infrastructure.

3. Présentation orale SGA 2019

Link G., Vanderhaeghe O., Béziat D., de Saint Blanquat M., Munoz M., Estrade G., Guillou- Frottier L., Gloaguen E., Lahfid A. & Melleton J. (2019). Thermal peak detected in gold-

Partie Ω – Publications 305 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

bearing shear zones by a thermo-structural study: a new tool to retrieve fluid flow? 15th Biennal SGA Conference 2019.

Le résumé étendu soumis à la SGA documente l’existence d’anomalies dans l’enregistrement du signal thermique régional du massif des Aspres, centrées sur les zones de cisaillement aurifères. La présence d’injections de leucosomes dans les zones de cisaillement verticales de même famille que celles portant les minéralisations aurifères est documentée. Le caractère fragile-ductile de ces zones de cisaillement est décrit dans la suprastructure, notamment dans le district aurifère. Les anomalies thermiques enregistrées par RSCM sont 20 à 100 °C supérieures à celles du signal thermique régional.

L’origine de ces anomalies est discutée ; l’extrusion d’un niveau plus profond est rejetée, en absence d’arguments structuraux pour le démontrer. Les réactions métamorphiques exothermiques et le shear heating sont écartés, ces processus étant supposés peu efficaces pour perturber le géotherme à l’échelle des anomalies détectées. Il est proposé que ces dernières soient issues de remontées de fluides chauds (T> 400 °C), du fait de la déformation purement ductile du quartz dans des veines situées dans un contexte fragile-ductile. L’origine des fluides n’est pas précisée, mais la dévolatilisation métamorphique, proposée pour la formation de gîtes semblables dans les Pyrénées, est la source privilégiée, bien que la pénétration de fluides supergènes ne soit pas exclue. Il est proposé que l’or proviendrait de sulfures disséminés dans la série-méta-sédimentaire sous-jacente aux corps minéralisés.

Le résumé conclu sur le fait que la circulation de fluides à l’origine des minéralisations aurifères serait de l’ordre de quelques km, contrastant avec le modèle de l’or orogénique qui implique des transferts à échelle crustale.

306 Gold as tracer of crustal fluid flow in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France)

Link G.*1, Vanderhaeghe O.1, Béziat D.1 Guillou-Frottier L.2, Gloaguen E.2, de Saint Blanquat M.1, Melleton J.2, Estrade G.1 1Géosciences Environnement Toulouse, CNRS, Univ. Paul Sabatier-Toulouse III, IRD, Toulouse, France 2 BRGM, Orléans, France gold mineralization, fluid flow, Pyrénées

A challenge for geologists is to determine the timescale of fluid flow, which is a fundamental to constrain fluid-rocks interactions and their feedbacks with strain and metamorphic reactions (Ague, 2014). In orogenic context, gold ore-forming fluids are released in association with magmatism and metamorphism at the regional scale. Subsequently, fluids flow upward through transcrustal fault system and form orebodies in the middle and upper crust at a rate generally considered faster than heating / metamorphic reactions (Yardley & Bodnar, 2014; Goldfarb & Groves, 2015). Accordingly, orogenic gold deposits could constrain the timescale of fluid flow. Our approach consists of a structural and petrological study of gold mineralization and their host rocks. By determining the structural position of the orebodies, we are able to constrain the timing of fluid flow relative to the orogenic evolution. The detailed petrological study of the orebodies and their host rocks allows us to define different generations of fluid flow / deformation events.

The Canigou massif (Eastern Pyrénées, France) exposes the tectonic contact between a LP/HT infrastructure (> 500°C) and a weakly metamorphosed suprastructure (< 400°C) (Laumonier et al., 2010; Denèle et al., 2014). This latter unit is marked by the presence of many gold mineralizations. These are quartz and arsenopyrite veins located along shear zones of late Variscan age (Polizzi, 1990). In this contribution, we focus our attention on the Glorianes gold mine to the north of the Canigou massif. It consists of a veins network developed in a schist, under greenschist facies conditions. Three types of veins have been defined on the basis of their structural relationships and mineralogy. All of them are located along a vertical structure, which is crosscutting the main foliation. The first vein type is mainly composed of spathic siderite. The second vein type, which crosscuts the siderite vein, is mainly made of massive arsenopyrite (ApyI) and quartz. The ApyI seems to be destabilized into a new arsenopyrite (ApyII), accompanied by native gold inclusions, bismuthinite and galena. A later phase occurs with the fracking of arsenopyrite (I & II) and the crystallization of quartz, native gold, pyrite, pyrrhotite, bismuthinite and galena. The third vein type, probably coeval with the second vein type, is made of quartz with microstructures typical of dynamic recrystallization in the ductile regime (> 400°C), at a temperature higher than the one determined in the host rock, according to its metamorphic mineral paragenesis (~350°C).

These datas indicate that the Glorianes deposit, along the northern side of the Canigou massif, is hosted by veins transposed into vertical shear zones attributed to the late-Variscan stage. Future work will focus on determining if these mineralizations are associated with remobilization of a pre-existing metal stock or to gold deposition during upward flow of a hot fluid within these shear zones.

Ague J.J. (2014). Fluid flow in the Deep Crust. Treatise on Geochemistry 2nd Edition, Oxford, 203-239. Denèle Y., Laumonier B., Paquette J.-L., Olivier P., Gleizes G. & Barbey P. (2014). Timing of granite emplacement, crustal flow and gneiss dome formation in the Variscan segment of the Pyrenees. Geological Society, London, Special Publications 405, 265-287. Goldfarb R.J. & Groves D.I. (2015). Orogenic gold: Common or evolving fluid and metal sources through time. Lithos 233, 2-26. Laumonier B., Marignac C. & Kister P. (2010). Polymétamorphisme et evolution crustale dans les Pyrénées orientales pendant l’orogenèse varisque au Carbonifère supérieur. Bulletin de la Société géologique de France 181, 411-428. Polizzi S. (1990). Les minéralisations sulfo-arséniées aurifères du massif des Aspres (Pyrénées orientales, France): étude géologique et métallogénique. Univ. Paul Sabatier, 345 p. Yardley B.W.D. & Bodnar R.J. (2014). Fluids in the Continental Crust. Geochemical Perspectives 3-1, European Association of Geochemistry, 127p. Geophysical Research Abstracts Vol. 21, EGU2019-15490, 2019 EGU General Assembly 2019 © Author(s) 2019. CC Attribution 4.0 license.

Gold as tracer of fluid flow during exhumation of the Variscan orogenic root in the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France)

Gaétan Link (1), Olivier Vanderhaeghe (1), Didier Béziat (1), Laurent Guillou-Frottier (2), Eric Gloaguen (2), and Jérémie Melleton (2) (1) UMR 5563 GET, Université Paul Sabatier-Toulouse III/CNRS/IRD/CNES, Toulouse, France ([email protected]), (2) UMR 7327 ISTO, Université d’Orléans/CNRS/BRGM, Orléans, France

Orogenic gold is attributed to element mobilization, transfer, and deposit linked to circulation of magmatic and metamorphic fluids through transcrustal fault system at a rate faster than metamorphic reactions (Ague, 2014; Goldfarb & Groves, 2015). In order to test this model, we combine detailed structural and petrological studies of gold orebodies of the Canigou massif (Eastern Pyrénées, France) and their host rock at local and regional scales. By using this approach, we are able to replace the time and the space scale of the fluid flow relative to the tectonic and metamorphic evolution of the orogenic crust.

The Canigou massif, characterized by a LP/HT tectonic-metamorphic event of Variscan age, exposes a migmatitic infrastructure and a weakly metamorphosed suprastructure dominated by pelitic schists. These two units are juxtaposed along a mylonitic contact associated with an attenuation of metamorphic isograds. Peak temperatures of 610◦C and 450◦C are obtained by RSCM in the infrastructure and suprastructure, respectively. Transposition of the main foliation into vertical shear zones is associated with retrogression of the suprastructure at 0.15-0.35 GPa / 350-400◦C. These shear zones are rooted in the migmatitic level and are associated with the collect of granitic magmas and the precipitation of quartz veins. Gold mineralizations are hosted by quartz-arsenopyrite veins, highly deformed and localized in these vertical shear zones. Quartz microstructures show a dynamic recrystallization in the ductile regime (> 400◦C). The temperature of the arsenopyrite crystallization was estimated at ca. 450◦C (Polizzi, 1990). Although the ore-forming fluid flow is coeval with the retrograde metamorphism event, the temperature of the fluid circulation in the veins is higher than the temperature conditions of the host rock.

Based on these data, we propose that the gold-ore forming fluids circulated upward from the infrastructure to the suprastructure through vertical shear zones during retrogression of the suprastructure and exhumation of the infrastructure.

Thermal peak detected in gold-bearing shear zones by a thermo-structural study: a new tool to retrieve fluid flow?

Gaétan Link, Olivier Vanderhaeghe, Didier Béziat, Michel de Saint Blanquat, Margot Munoz, Guillaume Estrade UMR 5563 GET, CNRS, Université de Toulouse, IRD, CNES (Toulouse, France)

Laurent Guillou-Frottier, Eric Gloaguen, Abdeltif Lahfid, Jérémie Melleton UMR 7327 ISTO, Université d’Orléans, CNRS, BRGM (Orléans, France)

Abstract. Gold mineralizations of the northern part of Polizzi 1990). the Canigou massif (Eastern Pyrenees, France) are localized along regional-scale shear zones. These 2 Geological settings of the Canigou massif structures connect the upper metapelitic greenschist facies unit (suprastructure) to the lower migmatitic unit The Canigou massif is located in the Axial Zone of the (infrastructure) and are attributed to the late-Variscan Pyrenees, where the Variscan basement is exposed. tectonic evolution transposing earlier structures. Raman The area consists of a metamorphic dome cored by spectroscopy of carbonaceous materials (RSCM) migmatites designated as the infrastructure with a approach documents thermal anomalies in these shear foliation delineating the shape of the dome. The dome is zones with a temperature peak [20 – 100 °C] above the surrounded by Ediacarian-Cambrian metasediments host rocks values. These thermal anomalies are dominated by metapelites designated as the interpreted as recording the upward circulation of a hot suprastructure, marked by folding of an S0/1-2 foliation fluid. These data point to gold mobilization and transfer into upright F3 folds associated with the development of controlled by localized deformation and fluid flow at the a subvertical axial planar S3 schistosity. The contact end of the Variscan orogeny. The nature and origin of between suprastructure and infrastructure is marked by the mineralizing fluids, the source(s) of gold, and the a zone of transposition interpreted to represent strain mechanisms of ore mobilization-transfer-deposition partitionning along an attachment zone (Cochelin et al. remain to be determined. 2017) (Fig. 1). 1 Introduction

Fluid flow is known to modify mechanical (Sibson 1992) and thermodynamic features of the crust (Ague 2014). Chemical mass transfer and heat transfer are associated to fluid circulation (Yardley 2005). However, the regional thermal influence of fluid flow remains difficult to retrieve (Ague 2014). Gold deposits are good evidence of crustal fluid flow. They can provide insights into crustal evolution processes, such as fluid evolution or mass transfer (Philips and Powell 2009). The orogenic gold model implies that metamorphic fluids from the lower crust goes upward through transcrustal shear zones and form gold deposits in the middle and upper crust (Groves et al. 1998; Goldfarb and Groves 2015). However, lower crust levels, where fluids and metal could come from, are rarely exhumed near gold deposits, so their source is difficult to retrieve (Thomkins 2013). In orogens, metamorphic domes are structures where both upper and lower parts of the crust are exhumed (Whitney et al. 2004). Therefore, they are good targets Figure 1. Simplified geological map and cross-section of the to retrieve the origin and pathways of former mineralized Canigou dome and position of main gold deposits. fluids. Thus, we focused our study on the Canigou dome, in the Axial Zone of the Eastern Pyrenees In the suprastructure, many gold veins have been (France), a late-Variscan metamorphic dome, where the described (Blès and Costargent 1985; Polizzi 1990). lower levels of the crust are exhumed (Gibson and They are localized along vertical retrogressive mylonite Bickle 1994; Barbey et al. 2001; Aguilar et al. 2015). zones (Baillestavy) and reverse faults zones Gold mineralizations have been described in the upper (Glorianes), attributed to the last Variscan deformation crustal levels of this dome (Blès and Costargent 1985; stages (Blès and Costargent 1985; Polizzi 1990). The

Gold ore-bodies of the suprastructure are located along the Baillestavy shear zone and the Glorianes- Serrabona shear bands. They consist of siderite-quartz- arsenopyrite vertical veins (Fig. 3a). Microstructures of quartz show an abundant dynamic recrystallization by dislocation creep with strong grain-size reduction (GSR) and flattened old grains (FOG) (Fig. 3b). These microstructures show that the quartz deformed under ductile conditions (T > 400 °C) (Passchier and Trouw 2005). Moreover, microstructural textures show that, at least two quartz filling events occurred in the vein. Indeed, the second deformed quartz vein crosscuts the first deformed quartz vein (Fig. 3b). It suggests that fluid flow was active during the shear strain. 4 Regional thermal gradient

The regional thermal gradient has been determined by the Raman spectroscopy of carbonaceous material (RSCM) method (Beyssac et al. 2002). This geothermometer is based on the structural organization of carbonaceous material. It provides the maximum temperature reached by the rock. Previously obtained RSCM temperatures for the Axial Zone of the Pyrenees are considered to record the Variscan thermal peak (Cochelin et al. 2018). Measurements have been carried out on metapelite samples from the suprastructure and the infrastructure. The thermal profile from the migmatitic dome core (ca. 620 ± 20 °C) and the external parts of the suprastructure (ca. 380 ± 20 °C) shows a regular decreasing gradient of ca. 30 °C/km (Fig. 4a, b). However, two thermal anomalies are present along the Figure 4. (a) Position of RSCM analysis and distribution of Baillestavy and the Glorianes-Serrabona shear bands isograds. Same legend as Fig. 1. (b) Paleotemperatures obtained (Fig. 4b, c). The temperature value strongly increases by RSCM along A-B cross section. Errors bars are standard deviation. (c) Interpreted position of isograds in A-B cross section, along these structures. It is comprised between 550 ± based on RSCM datas and structural observations. 37 °C and 575 ± 21 °C in the Baillestavy shear zone and between 464 ± 18 °C and 521 ± 41 °C in the Glorianes- reaching tens of degrees C. As an alternative, we thus Serrabona shear bands. They contrast with the thermal propose that the Baillestavy and Glorianes-Serrabona peak recorded in the surrounding rocks, where thermal anomalies reflect localized heating caused by temperature reach [476 ± 21 °C – 532 ± 38 °C] and [413 circulation of a hot fluid in the shear zones. This ± 12 °C – 448 ± 15 °C], respectively (Fig. 4a, b). interpretation is consistent with quartz microstructures in Notably, ΔT interval is very similar in both Baillestavy the mineralized veins, which show a deformation under and Glorianes-Serrabona shear zones: [20 – 100 °C]. ductile regime during fluid circulation. Such fluids could originate from different sources that 5 Discussion and conclusion are not mutually exclusive. Indeed, they could represent meteoric fluids penetrating the upper crust down to the Temperature values obtained by RSCM approach on brittle-ductile transition, where they were heated before metapelites are consistent with petrological observations to go upward, as typically identified in Metamorphic of LP/HT paragenesis. The temperature peaks identified Core Complexes (Morrison and Anderson, 1998; could reflect local extrusion accommodated by Siebenaller et al. 2013). The fluids could also be conjugate faults. However, such faults have not been generated by dehydration metamorphic reactions as identified in the field. According to recent studies, shear proposed for mineralizations in the Vall de Ribes district, heating may also be invoked to explain thermal on the south flank of the Canigou dome, where fluid anomalies identified by RSCM approach (Souche et al. inclusions revealed an H2O-NaCl chemistry and trapping 2013; Fauconnier et al. 2014). However, this process conditions under 350-400 °C and 2 kbar (Ayora et al. might be only valid for major crustal shear zones or 1992). In that case, upwelling fluids probably supradetachments (Duprat-Oualid, pers. comm., 2018). incorporated gold from disseminated sulphides of the Another possible source for anomalously high meta-sedimentary pile. Such auriferous disseminated temperatures at depth may be represented by sulphides have been observed in the Vall de Ribes exothermic reactions during chloritization of biotite, but it district too (Ayora and Casas 1986). Moreover, this seems difficult to generate temperature anomalies model involves a preexisting gold metal stock in meta- Blès J-L, Costargent R (1985) Etude de l’environnement structural pelites and carbonates (Gaboury 2013), as proposed for des minéralisations aurifères de Glorianes et Saint-Pons the nearby Salsigne gold deposit (Montagne Noire, (Aspres nord-occidentales; Pyrénées orientales). Report 85 SGN 529 GEO, BRGM France) (Courjault-Radé et al. 2001). At last, the Cochelin B, Chardon D, Denèle Y, Gumiaux C, Le Bayon B (2017) mineralizing fluids might originate from crystallization of Vertical strain partitioning in hot Variscan crust: Syn- the migmatites and granites forming the core of the convergence escape of the Pyrenees in the Iberian-Armorican Canigou dome. Constraining the origin of the syntax. Bull Soc Geol Fr 188:39. doi: 10.1051/bsgf/2017206 mineralizing fluids requires fluid inclusions analyses. Cochelin B, Lemirre B, Denèle Y, de Saint Blanquat M, Lahfid A, Duchêne S (2018) Structural inheritance in the Central In conclusion, our study shows that gold deposits of Pyrenees: the Variscan to Alpine tectonometamorphic the Canigou massif formed during the late tectonic evolution of the Axial Zone. J Geol Soc 175:336–351. doi: evolution of the Variscan orogenesis. Upward gold- 10.1144/jsg2017-066 forming fluid flow used vertical shear zones, which Courjault-Radé P, Béziat D, Munoz M, Tollon F (2001) Les crosscut both the infrastructure and the suprastructure, concentrations en or et arsenic de la mine de Salsigne (Cabardès, Aude) : un héritage Ordovicien supérieur as pathways. According to our structural model, the remobilisé à l’Hercynien ? Les Techniques de l’Industrie crustal thickness between gold deposits and migmatites Minérale, 11:21–33 is ca. 5 km. This contrasts with transcrustal fault system Fauconnier J, Labrousse L, Andersen TB, Beyssac O, Duprat- controlling fluid flow and gold mobilization-transfer- Oualid S, Yamato P (2014) Thermal structure of a major crustal deposition invoked in the orogenic gold model proposed shear zone, the basal thrust in the Scandinavian Caledonides. by Groves et al. (1998). Earth Planet Sci Lett, 385:162–171. doi: 10.1016/j.epsl.2013.10.038 By combining structural observations and RSCM Gaboury D (2013) Does gold in orogenic deposits come from pyrite data, we were able to detect the thermal signature of in deeply buried carbon-rich sediments?: Insight from volatiles fluid flow along structures which were difficult to retrieve in fluid inclusions. Geology, 41:1207–1210. doi: by a classical petro-structural study. Using this thermo- 10.1130/G34788.1 structural approach at regional scale could be a useful Gibson RL, Bickle MJ (1994) Thermobarometric constraints on the conditions of metamorphism in the Canigou massif, Pyrenees: tool for detection of ore deposits in faults and shear implications for Hercynian geothermal gradients. J Geol Soc, zones and to a better understanding of former fluid flow 151:987–997 in the orogenic crust. It could also be a useful tool to Goldfarb RJ, Groves DI (2015) Orogenic gold: Common or identify areas with potential ore deposits for exploration. evolving fluid and metal sources through time. Lithos, 255:2– 26. doi: 10.1016/j.lithos.2015.07.011 Groves DI, Goldfarb RJ, Gebre-Mariam M, Hagemann SG, Robert Acknowledgements F (1998) Orogenic gold deposits: A proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other This project is funded by the “Référentiel Géologique de gold deposit types. Ore Geol Rev, 13:7–27 France (RGF) – chantier Pyrénées” program of the Morrison J, Anderson JL (1998) Footwall refrigeration along a BRGM (French Geological Survey). detachment fault: implications for the thermal evolution of core complexes. Science 279:63–66 We acknowledge Benjamin Le Bayon and Luc De Passchier CW, Trouw RAJ (2005) Microtectonics. Springer-Verlag, Hoÿm de Marien for providing us two samples from the Berlin Canigou massif, which greatly helped us to carry out the Phillips GN, Powell R (2009) Formation of gold deposits: Review RSCM study. We acknowledge Bryan Cochelin, Laurent and evaluation of the continuum model. Earth Sci Rev, 94:1– Bailly, Guillaume Vic, Stefano Salvi, Stéphanie Duchêne 21. doi: 10.1016/j.earscirev.2009.02.002 Polizzi S (1990) Les minéralisations sulfo-arséniées aurifères du and John Cunningham for constructive discussions. massif des Aspres (Pyrénées orientales, France) : étude géologique et métallogénique. Dissertation, Université Paul References Sabatier Sibson RH (1992) Fault-valve behavior and the hydrostatic‒ Ague JJ (2014) Fluid Flow in the Deep Crust. In: Holland HD, lithostatic fluid pressure interface. Earth Sci Rev 32:141–144 Turekian KK (ed) Treatise on Geochemistry, 2nd edn. Elsevier, Siebenaller L, Boiron M-C, Vanderhaeghe O, Hibsch C, Jessell pp 203–247 MW, Andre-Mayer A-S, France-Lanord C, Photiades A (2013) Aguilar C, Liesa M, Štípská P, Schulmann K, Muñoz JA, Casas JM Fluid record of rock exhumation across the brittle-ductile (2015) P‒T‒t‒d evolution of orogenic middle crust of the Roc transition during formation of a Metamorphic Core Complex de Frausa Massif (Eastern Pyrenees): a result of horizontal (Naxos Island, Cyclades, Greece). J Metam Geol 31:313-338. crustal flow and Carboniferous doming? J Metam Geol doi: 10.1111/jmg.12023 33:273–294. doi: 10.1111/jmg.12120 Souche A, Medvedev S, Andersen TB, Dabrowski M (2013) Shear Ayora C, Casa J-M (1986) Strata-bound As-Au mineralization in heating in extensional detachments: Implications for the pre-Caradocian rocks from the Vall de Ribes, Eastern thermal history of the Devonian basins of W Norway. Pyrenees, Spain. Miner Deposita 21:278–287 Tectonophysics, 608:1073–1085. doi: Ayora C, Ribera F, Cardellach E (1992) The Genesis of the 10.1016/j.tecto.2013.07.005 Arsenopyrite Gold Veins from the Vall de Ribes District, Thomkins AG (2013) On the source of orogenic gold. Geology Eastern Pyrenees, Spain. Econ Geol 87:1877–1896 41:1255–1256. doi: 10.1130/focus122013.1 Barbey P, Cheilletz A, Laumonier B (2001) The Canigou Whitney DI, Teyssier C, Vanderhaeghe O (2004) Gneiss domes orthogneisses (Eastern Pyrenees, France, Spain): an Early and crustal flow. In: Whitney DI, Teyssier C, Siddoway CS (ed) Ordovician rapakiwi granite laccolith and its contact aureole. C Gneiss dome in orogeny. Geol Soc Am Spec Pap 380:15-26 R Earth Planet Sci 332:129–136 Yardley BWD (2005) Metal concentrations in crustal fluids and their th Beyssac O, Goffé B, Chopin C, Rouzaud JN, (2002) Raman relationship to ore formation. Econ Geol 100 Anniv Spec Pap spectra of carbonaceous material in metasediments: a new 100:613–632 geothermometer. J Metam Geol 20:859–871. doi: 10.1046/j.1525-1314.2002.00408.x Documents annexes —

Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Annexe I – Affleurements

I.1 – Points d’affleurement remarquabes

Cette liste recense les points d’affleurements remarquables, exposant des structures représentatives de la structuration varisque des massifs du Canigou et des Aspres et des corps minéralisés. L’intégralité des données des affleurements est disponible publiquement dans la base de données du RGF (http://rgf.brgm.fr) et sur le portail InfoTerre (http://infoterre.brgm.fr).

ID affl. Type Long. Lat. Alt. Lieu Observations ASP1706 Indice à Au-As 2,640084 42,603118 556 m Prospect de Saint- Divers veines de quartz et Pons, Caixas sulfures disséminés ASP1872 Veine de quartz 2,595855 42,603802 585 m Prieuré de Serrabona, Veine de quartz située Boule d’Amont dans le PA d’un pli P3a ASP1767 Gîte à Au-As 2,582919 42,599344 856 m Prospect de Entrée ancienne galerie + Serrabona, Boule haldes à qz-apy d’Amont ASP1774 Veines de 2,577103 42,604197 992 m Roca Roja, Boule Veines de quartz plissées quartz d’Amont par la schistosité S3b ASP1716 Gîte à Au-As 2,556564 42,609648 665 m Ancienne mine de Entrée galerie F-663 ; Glorianes veine à apy et veine à qz ASP1714 Gîte à Au-As 2,553871 42,607995 778 m Ancienne mine de Entrée galerie F-780 + Glorianes haldes ASP1711 Gîte à Au-As 2,550379 42,609224 783 m Ancienne mine de Veine à sd-apy-qz de St- Glorianes Estève + haldes ASP1758 ASP1722 Indice à Au-As 2,533145 42,558236 633 m Indice du Pont de Veine à qz-apy Fer, Baillestavy CAN1744 Indice à Au-As 2,472377 42,586728 442 m Indice, Estoher Entrée galerie ; veine à qz- apy CAN1734 Gîte à Fe 2,568261 42,525988 1 124 m Ancienne mine des Veines ferrifères au Manerots, La Bastide contact d’une gabbro- diorite (« skarn ») CAN1764 Gîte à Fe 2,511719 42,567042 891 m Ancienne mine de la Entrées galeries Coume, Baillestavy supérieures CAN1823 Indice à Fe 2,470060 42,527456 2 355 m Indice d’« El Mener Tranchée ; veine de de l’Or » calcite-ankérite ASP1724 Indice à Sb 2,729369 42,524315 344 m Indice du Mas de la Fosse et tranchée ; veine Guardia, Oms de quartz à stibnite

Annexe I.1.a. Affleurements de minéralisations arséno-aurifères et corps filoniens associés (ASP1706 à CAN1744), ferrifères (CAN1734 et CAN1764) et antimonifères (ASP1724).

Documents annexes 317 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

ID affl. Type Long. (°E) Lat. (°N) Alt. Lieu Observations ASP1723 Talus routier 2,588563 42,557009 649 m La Noguereda, La Niveau de méta-andésite Bastide au sein d’un schiste

ASP1729 Piton rocheux 2,563608 42,570678 1 292 m Puig Sobira, Boule Pli P3 affectant la d’Amont schistosité S0-1-2 ASP1735 Piton rocheux 2,564522 42,541319 1 168 m Els Espinassets, La Schiste avec marqueurs de Bastide déformation de type S

ASP1742 Talus routier 2,565550 42,535467 1 035 m D13, Coll Palomere, Pli P3a et brèche tectonique La Bastide

ASP1755 Talus routier 2,547936 42,542419 884 m D13, Mas Ponsi, Schistosité S0-1 plissé par la Valmanya schistosité S2

ASP1763 Talus routier 2,545003 42,538944 858 m D13, Ravin de la Stratification S0 plissé Rabasse, Valmanya isoclinalement ASP1773 Piton rocheux 2,577461 42,605628 960 m Roca Roja, Boule Veines de quartz plissées d’Amont par la schistosité S3 ASP1789 Talus routier 2,615813 42,553324 751 m D618, Coll d’en Ampélite du coll d’en Xatard, Saint-Marsal Xatard

ASP1790 Talus routier 2,654119 42,559477 622 m D13, Mas d’en S0-1 verticalisée, recoupée Forto, Calmeilles par la S2 de PA

ASP1802 Piton rocheux 2,562028 42,566270 1343 m Santa Anna dels Plis P3 replissant la Quatre Termes, La schistosité S0-1-2 Bastide ASP1817 Talus routier 2,511025 42,588778 529 m D13, Sahilla, Schiste noir de Sahilla Finestret ASP1834 Talus routier 2,641298 42,565269 658 m D618, La Serrat, Failles recoupant les Prunet et Belpuig structures varisques

ASP1836 Talus routier 2,540425 42,623053 402 m D36e, Les Voltes, Pli P3 affectant une veine Rigarda de quartz transposée dans la schistosité S2

ASP1840 Talus routier 2,537383 42,620137 436 m D36e, Cova de Cisaillement C3 fragile- Bernat, Rigarda ductile

ASP1846 Talus routier 2,512587 42,594598 493 m D13, Marbet, Pli P3 et schistosité S1 Finestret plissant isoclinalement S0

ASP1855 Talus routier 2,511730 42,608824 412 m D13, Gorges de la Schistosité S2 replissant la Bau, Finestret schistosité S0-1 ASP1863 Talus routier 2,541087 42,610682 563 m D36e, La Drecera, Quartzite plissée et Glorianes schistosité S3 non- pénétrative

ASP1866 Talus routier 2,541770 42,611661 585 m D36e, La Drecera, Couloir de cisaillement C3b Glorianes avec veine de quartz ASP1876 Talus routier 2,711306 42,625625 284 m D48, els Colls, Contact faillé entre Castelnou calcaires dévoniens et schistes siluriens

CAN1707 Talus routier 2,468979 42,584027 566 m Col des Grecs, Plis P3 Estoher

318 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

ID affl. Type Long. (°E) Lat. (°N) Alt. Lieu Observations CAN1717 Talus routier 2,466762 42,582114 749 m Piste du Llech, la Contact du chevauchement Terme Estoher des Aspres

CAN1719 Talus routier 2,466139 42,579223 779 m Piste du Llech, la Cisaillement ductile C3 Terme Estoher CAN1738 Talus routier 2,510263 42,567359 803 m Ancienne mine de la Contact du chevauchement Coume, Baillestavy des Aspres

CAN1742 Poli de fond de 2,473509 42,589085 430 m Site des Pierres Cisaillement ductile C3 torrent Plates, Estoher

CAN1765 Piton rocheux 2,533580 42,546892 1 101 m Cortal del Solà, Pli P3 dans le Baillestavy prolongement d’un couloir de cisaillement C3

CAN1806 Talus routier 2,538410 42,541283 821 m Capella de Sant Pli P3b décamétrique dans Vicenç, Valmanya un banc de marbre CAN1814 Talus routier 2,469494 42,573215 822 m Piste du Llech, Mas Orthogneiss mylonitisé et Malet, Estoher plissé par un pli P3 CAN1816 Talus routier 2,470132 42,571304 837 m Piste du Llech, Mas Orthogneiss mylonitisé Malet, Estoher (ZCNC) CAN1820 Poli de fond de 2,470246 42,585453 469 m Gorges du Llech, Pli d’entraînement d’un torrent Estoher cisaillement (ZCB) CAN1821 Surface du sol 2,456549 42,519031 2 784 m Sommet du pic du Filons aplitiques recoupant Canigou l’orthogneiss migmatitique CAN1825 Surface du sol 2,459219 42,531307 2 203 m Les Estagnols, Micaschiste à sillimanite Taurinya avec double fabrique d’étirement CAN1827 Piton rocheux 2,452320 42,532359 2 362 m Pic Joffre, Paragneiss anatectique Taurinya/Vernet-les- avec boudins de quartz Bains plissés et aplatis le long de la foliation S2 CAN1835 Talus routier 2,451369 42,552269 1 530 m Piste de Balagt, Orthogneiss recoupé par un Taurinya filon d’aplite et un cisaillement C3 CAN1837 Talus routier 2,434645 42,557950 1 250 m Piste de Balagt, Orthogneiss mylonitique Taurinya (ZCNC) CAN1902 Piton rocheux 2,397230 42,526915 854 m Gorges du Cady, Paragneiss migmatitique Casteil avec leucosome plissé et injectés le long de ZC C3 CAN1904 Piton rocheux 2,397680 42,525175 884 m Gorges du Cady, Orthogneiss migmatitique Casteil recoupé par de veines de leucogranite et pegmatite et recoupé par des cisaillements C3

Annexe I.1.b. Affleurements de structures et de lithologies représentatives de l’organisation pétro-structurale du dôme du Canigou et du massif des Aspres.

Documents annexes 319 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

I.2 – Sites miniers visités (hors Gorianes-Serrabona)

Annexe I.2.a. Autres sites miniers et indices aurifères visités en Ariège et au Vall de Ribes (Catalogne, Espagne).

320 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Annexe I.2.b Autres sites miniers visités dans le massif du Canigou et en Ariège.

Documents annexes 321 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Annexe II – Base de données des occurrences aurifères pyrénéennes

Nom Dép./Prov. X (L93) Y (L93) Alt. (m) Ordosgoytikordoba Pyrenees-Atlantiques 335055 6257565 260 Mancioux Haute-Garonne 533137 6231017 290 Roquefort-sur-Garonne Haute-Garonne 534537 6230954 270 Lacave Ariege 536421 6217976 320 Montbrun-Bocage Haute-Garonne 559824 6227273 270 Les Baudis Ariege 549325 6217259 600 Lasserre Ariege 551157 6220646 575 Mauvezin-de-Sainte-Croix Ariege 555370 6221709 550 Sabarat Ariege 568351 6223995 270 Mas-d'Azil Ariege 567077 6221404 280 Durban-2 Ariege 565420 6215164 260 Bastide-de-Serou Ariege 572127 6215254 500 Bezac Ariege 583955 6228661 280 Montegut Ariege 577871 6219707 390 Pailhes Ariege 573152 6223602 350 Crampagna Ariege 586540 6215327 350 Crampagna Ariege 586288 6215130 350 Pamiers Ariege 586168 6224338 300 Rieux-de-Pelleport Ariege 586668 6218529 330 Saint-Bauzeil Ariege 583486 6220859 410 Loubens Ariege 581353 6217375 450 Benagues Ariege 586735 6214725 320 Dol-d'Uzious Pyrenees-Atlantiques 429431 6207975 2236 Courtaou Hautes-Pyrenees 477984 6202474 1850 Irazein Ariege 533459 6201529 1230 Ruisseau Bouigane Ariege 536106 6205368 530 Biros Ariege 548805 6215062 560 Pegoumas Ariege 550071 6211147 540 Belloc Ariege 553597 6213718 460 Fajou Ariege 562297 6212839 585 Castelnau-Durban Ariege 564798 6212717 390 Boulant Ariege 560596 6212855 537 Segalas Ariege 566915 6214400 440 Esplas Ariege 567374 6209792 660 Sentenac-de-Serou Ariege 568373 6209482 675 Soueix Ariege 554035 6201103 460 Cardou Aude 644990 6203516 500 Bugarach Aude 647138 6197092 500 Les Corbes Aude 669416 6203914 345 Jurvielle Haute-Garonne 494312 6195143 1390 Col de Lazie Ariege 540449 6195329 1850 Rouze Ariege 552979 6189400 940 Lercoul Ariege 580377 6185954 1270 Assaladou Ariege 606431 6183394 1580 Montagut Pyrenees-Orientales 649911 6181554 740 Estoher Pyrenees-Orientales 657973 6163917 880 La-Mener-de-l'or Pyrenees-Orientales 656379 6158774 2360 Roc-de-Mirailles Pyrenees-Orientales 663122 6169030 650 Mas-Saint-Esteve Pyrenees-Orientales 663119 6168730 650 La Garouille Nord Pyrenees-Orientales 663918 6168523 500 Col de Saint-Esteve Pyrenees-Orientales 663315 6168178 720 La Garouille Sud Pyrenees-Orientales 663816 6168224 500

322 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Nature Type Substances Source Indice Placer Au, As, Cu BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Skarn Au, As BSS Indice Skarn Cu, As, Au BSS Gite Filon Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Hg, Au, Sn, W BSS Indice Placer Au BSS Indice Placer Sn, Au, W BSS Indice Placer Sn, Au, W BSS Indice Placer Sn, Au, W BSS Indice Placer Au BSS Gite Filon BSS Indice Placer Au BSS Gite Filon Sb, As, Au BSS, Promine Indice Filon Sb, As, Au, Cu, Py BSS Indice Skarn As, Au, Sb, W BSS Indice Inconnu Au BSS Indice Inconnu BSS Gite Filon Au BSS Indice Skarn W, As, Au, Fe BSS Indice Filon As, Au BSS, Promine Indice Inconnu Au BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS

Documents annexes 323 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Nom Dép./Prov. X (L93) Y (L93) Alt. (m) Glorianes Filon 1 Pyrenees-Orientales 663012 6167880 865 Mas Fouchas Pyrenees-Orientales 663811 6167723 580 Radante Pyrenees-Orientales 662204 6167036 620 Mas de l'Alzine Pyrenees-Orientales 664360 6167518 700 Col de la Croix-de-Fer Pyrenees-Orientales 663403 6166725 900 Glorianes Village Pyrenees-Orientales 663495 6165724 820 Serrabonne Pyrenees-Orientales 665609 6167158 800 Glorianes Filon 2 Pyrenees-Orientales 663362 6167877 865 Glorianes Filon 3 Pyrenees-Orientales 663411 6167677 785 Saint-Pons Pyrenees-Orientales 670314 6167169 560 Ferran Ariege 564912 6197551 Massif de Labourd Pyrenees Atlantiques 347139 6255090 Moncoustan Ariege 562505 6208191 Montauriol Pyrenees Orientales 675833 6162773 Puig des Maurous Pyrenees Orientales 658125 6164320 Salencs Ariege 574756 6190012 Miglos Ariege 585942 6187106 1168 Salau Ariege 552570 6184050 1204 Costabonne Pyrenees Orientales 646556 6145840 2070 Les Gafouils Ariege 569685 6194108 1350 Andorre Skarn 1 Catalogne 588575 6142429 Andorre Skarn 2 Catalogne 588350 6142111 Andorre Skarn 3 Catalogne 587768 6142045 Andorre Skarn 4 Catalogne 588165 6142349 Andorre Skarn 5 Catalogne 586551 6141913 Andorre Skarn 6 Catalogne 583191 6142747 Andorre Skarn 7 Catalogne 583998 6142931 Andorre Skarn 8 Catalogne 583853 6143143 Andorre Skarn 9 Catalogne 583985 6143712 Andorre Skarn 10 Catalogne 583972 6144480 Andorre Skarn 11 Catalogne 582820 6144665 Andorre Skarn 12 Catalogne 581325 6141807 Andorre Skarn 13 Catalogne 581048 6142270 Andorre Skarn 14 Catalogne 581193 6142151 Andorre Skarn 15 Catalogne 581484 6142231 Andorre Skarn 16 Catalogne 581537 6142932 Os de Civis Catalogne 567772 6156706 Chinipi Huesca 413560 6192617 1700 Vall de Ribes 1 Catalogne 630423 6136628 1425 Vall de Ribes 2 Catalogne 629713 6136985 1640 Vall de Ribes 3 Catalogne 631376 6137519 1110 Vall de Ribes 4 Catalogne 630790 6138027 1240 Vall de Ribes 5 Catalogne 629736 6135336 1225 Vall de Ribes 6 Catalogne 627751 6138344 1500 Vall de Ribes 7 Catalogne 629632 6139199 1470 Vall de Ribes 8 Catalogne 630151 6139528 1515 Vall de Ribes 9 Catalogne 630463 6139536 1485 Vall de Ribes 10 Catalogne 631281 6139682 1240 Vall de Ribes 11 Catalogne 631654 6139876 1210 Vall de Ribes 12 Catalogne 631780 6140015 1205 Vall de Ribes 13 Catalogne 632459 6139572 1565 Vall de Ribes 14 Catalogne 632968 6139615 1750 Vall de Ribes 15 Catalogne 624720 6136272 1250 La Maladeta Catalogne 519590 6174268 St. Pere La Jonquera Catalogne 692011 6148480

324 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Nature Type Substances Source Gite Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As BSS Indice Filon Au, As, W BSS Gite Filon Au, As BSS Gite Filon Au, As BSS Indice Dissemine Au BSS Gite Filon Au, As Promine Gite Filon Au Promine Gite Amas Au, As Promine Gite Filon Au, As, Sb Promine Gite Filon Au, As Promine Gite Filon Au, Cu Promine Gite Filon Au As, Bi, Cu Promine Gisement Skarn W, Au Promine Gite Skarn W, Au, Mo Promine Indice Filon Au Archives BRGM Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Pb Cardellach et al. (1992) Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Gite Skarn Au, As, Bi, Cu, Pb, W Cardellach et al. (1992) Indice Skarn Au, Bi, Cu Cardellach et al. (1992) Gite Filon Au Soler et al. (1996) Gite Filon Au, Ag, As, Bi, Cu, Pb, Sb, Zn Mateo et al. (2010) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Gite Filon Au, Ag, As, Bi, Cu, Pb, Sb, W Ayora et al. (1992) Gite Filon Au, As, Fe Ayora et al. (1992) Gite Filon Au, Ag, As, Bi, Cu, Pb, Sb, W Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Gite Dissemine Au, As Ayora et al. (1992) Indice Dissemine Au, As Ayora et al. (1992) Indice Filon Au, As Ayora et al. (1992) Gite Filon Au, Ag, As, Bi, Cu, Pb, Sb Ayora et al. (1992) Gite Skarn Au Soler et al. (1996) Gite Filon Au, As Soler et al. (1996)

Documents annexes 325 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Annexe III – Données géochimiques et géochronoogiques des encaissants (dôme du Canigou et massif des Aspres)

III.1 – Paramètres des cartes chimiques quantitatives par microsonde

ASP1729 ASP1735 ASP1810 CAN1831 X (px) 554 282 258 284 Y (px) 240 227 308 229 Résolution (μm/px) 2 3 3 3 Tension (keV) 15 15 15 15 Intensité (nA) 20 20 20 100 Pas de temps (msec) 200 200 150 350 Éléments analysés Al, Ba, Ca, Fe, K, Al, Ca, Cr, Fe, K, Al, Ca, Cr, Fe, K, Al, Ca, Cr, Fe, K, Mg, Mn, Na, Si, Ti Mg, Mn, Na, Si, Ti Mg, Mn, Na, Si, Ti Mg, Mn, Na, Si, Ti

III.2 – Anayses géochimiques roche totae sur 13 oxydes (majeurs) et 53 ééments (traces)

326 SAMPLE SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO Na2O K2O Cr2O3 TiO2 MnO P2O5 SrO BaO LOI Total DESCRIPTIONLITHOLOGY%%%%%%%%%%%%%%% ASP1706B Quartzite 91,8 3,67 2,06 0,07 0,58 0,18 0,68 0,01 0,13 0,01 0,1 <0.01 0,01 0,96 100,26 ASP1710A Micaschiste 38,8 29 12,65 0,07 3,92 0,2 5,99 0,02 1,33 0,04 0,11 <0.01 0,12 7,22 99,47 ASP1711F Schiste quartz. 72,4 12,85 6,2 0,13 1,65 2,08 1,76 0,01 0,64 0,04 0,07 <0,01 0,04 3,69 101,56 ASP1718A Schiste 56,3 19,3 7,92 1,7 3,11 3,64 1,58 0,02 0,81 0,12 0,2 0,03 0,04 3,28 98,05 ASP1721B Carbonate 1,22 0,19 0,37 55,4 1 <0.01 0,03 <0.01 0,01 0,07 0,14 0,02 <0.01 42,7 101,15 ASP1723A Méta-andésite 52,7 16,55 8,21 3,92 7,84 3,86 0,64 0,05 1,03 0,13 0,26 0,04 0,03 3,75 99,01 ASP1723B Schiste 56,9 18,3 8,3 0,92 3,53 2,91 2,2 0,02 0,91 0,08 0,25 0,01 0,07 4,34 98,74 ASP1729 Schiste rubané 60,3 18,25 7,11 0,05 3,01 1,25 3,11 0,02 0,76 0,05 0,12 <0.01 0,17 5,21 99,41 ASP1741 Schiste 56,8 20,1 8,2 1,42 3,59 1,34 2,87 0,02 0,87 0,07 0,17 0,02 0,09 4,05 99,61 ASP1746A Diorite 57,8 19,75 6,8 0,19 1,63 3,71 5,51 0,01 0,52 0,07 0,1 <0.01 0,65 3,23 99,97 ASP1746B Diorite 59,3 19,4 8,13 0,13 2,32 0,09 5,35 0,02 1,13 0,05 0,12 <0.01 0,2 3,97 100,21 ASP1763 Carbonate 0,45 0,21 0,45 54,1 1,18 <0.01 0,06 <0.01 0,01 0,11 0,05 0,02 <0.01 43,4 100,04 ASP1778A Schiste carb. 45,9 12,9 3,73 23,1 4,99 0,22 0,37 0,015 0,68 0,1 0,24 0,02 0,01 8,72 101 ASP1786B Schiste noir 69,1 14,2 1,55 1,5 1,63 1,92 2,71 0,01 0,92 0,04 0,15 0,05 1,23 5,43 100,44 ASP1803 Schiste rubané 58,8 20,2 7,37 0,19 2,74 1,61 3,84 0,017 0,79 0,06 0,13 <0,01 0,11 4,62 100,48 ASP1812 Schiste rubané 60,4 19,8 8,15 0,24 2,39 1,03 3,31 0,017 0,89 0,05 0,14 <0,01 0,07 5,12 101,61 ASP1821 Schiste noir 63,8 18,05 5,41 0,15 2,15 0,93 3,06 0,019 0,93 0,03 0,16 0,01 0,13 5,27 100,1 CAN1734A Orthogneiss 73,3 11,15 3,25 2,06 0,4 0,14 5,64 <0.01 0,18 0,16 0,09 <0.01 0,03 3,88 100,28 CAN1736 Carbonate 0,26 0,1 0,23 56,9 0,67 <0,01 0,01 0,002 <0,01 0,05 <0,01 0,02 <0,01 43,5 101,74 CAN1739A Orthogneiss 73,6 13,45 2,56 0,81 0,61 2,6 4,94 <0.01 0,35 0,04 0,14 <0.01 0,06 1,27 100,43 CAN1743B Carbonate 7,19 1,38 0,49 51,6 0,64 0,03 0,41 0,004 0,07 0,05 0,15 0,09 0,01 39,7 101,81 CAN1749A Schiste 58,8 18,2 6,98 1,33 3,13 2,09 3,08 0,017 0,92 0,06 0,19 0,01 0,07 4,03 98,91 CAN1810 Micaschiste 45,8 27,5 9,85 0,66 3,62 2,73 4,67 0,021 1,15 0,1 <0,01 0,02 0,13 5,74 101,99 CAN1821A Granite 74,6 10,5 3,86 1,63 1,11 3,72 1,68 0,003 0,36 0,03 0,05 <0,01 0,02 0,83 98,39 CAN1825 Micaschiste 64,8 18,3 6,31 0,26 2 0,6 3,92 0,014 0,87 0,03 0,1 <0,01 0,08 3,55 100,83 CAN1827 Micaschiste ana. 58,1 20,9 8,89 1,01 2,65 1,19 4,07 0,015 0,94 0,09 0,12 0,01 0,07 3,29 101,35 CAN1901 Migmatite 67,2 16,8 5,6 1,24 1,53 2,19 3,33 0,01 0,57 0,04 0,11 0,01 0,05 2,17 100,85 CAN1903 Leucogranite 76,3 13,6 2,15 0,77 0,1 2,75 5,07 0,003 0,08 0,03 0,03 0,01 0,14 0,76 101,79 SAMPLE C S Ba Ce Cr Cs Dy Er Eu Ga Gd Ge Hf Ho La DESCRIPTION LITHOLOGY % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ASP1706B Quartzite 0,02 <0.01 104,5 15,7 20 1,41 1,4 0,63 0,35 6,1 1,5 <5 2,7 0,23 7,6 ASP1710A Micaschiste 0,16 <0.01 992 170 140 10,55 8,22 4,33 2,71 41,4 10,15 <5 7,5 1,41 87,7 ASP1711F Schiste quartz. 0,07 0,01 343 62,2 60 1,64 5,21 2,93 1,37 17 6,19 <5 4,6 0,99 39,2 ASP1718A Schiste 0,15 <0.01 323 74,9 100 2,83 5,31 3,03 1,81 22,6 6 <5 3,6 1,12 37 ASP1721B Carbonate 11,9 0,14 10,4 6,7 10 0,1 0,65 0,23 0,42 2,2 1,12 <5 <0.2 0,11 4,2 ASP1723A Méta-andésite 0,03 <0.01 249 36,8 300 0,62 4,5 2,13 1,32 16,8 4,31 <5 4,1 0,93 17,9 ASP1723B Schiste 0,25 <0.01 601 65,5 110 3,38 5,02 4,03 0,92 23,7 3,64 <5 6,2 1,15 15,9 ASP1729 Schiste rubané 0,22 <0.01 1420 47,9 110 5,38 4,39 2,9 0,84 23,2 3,73 <5 4,1 0,9 26,2 ASP1741 Schiste 0,06 <0.01 776 97,3 100 2,61 5,71 3,23 1,47 26,8 6,55 <5 3,8 1,1 50,8 ASP1746A Diorite <0.01 <0.01 5120 449 40 2,55 12,15 5,25 3,67 21,7 16,75 <5 11,7 2,09 252 ASP1746B Diorite 0,18 <0.01 1650 109,5 120 7,87 6,44 3,71 1,61 23,1 6,91 <5 8,8 1,3 55,2 ASP1763 Carbonate 12,2 0,1 13,8 4 10 0,11 0,21 0,11 0,23 0,5 0,35 <5 0,2 0,05 2,2 ASP1778A Schiste carb. 2,02 0,01 77,7 56 80 2,23 3,77 2,37 1 17,3 4,4 <5 4,7 0,78 32,1 ASP1786B Schiste noir 2,34 0,06 9820 63,9 90 3,31 5,73 3,32 1,36 20,6 5,6 <5 6 1,22 38,3 ASP1803 Schiste rubané 0,13 <0,01 1000 85,5 100 5,11 6,72 4,17 1,73 27,4 7,41 <5 4,4 1,32 48,8 ASP1812 Schiste rubané 0,18 0,01 607 48,4 90 4,57 5,56 3,44 1,21 27,5 5,97 <5 5,5 1,18 41,4 ASP1821 Schiste noir 0,76 0,01 1360 77,7 100 3,74 5,37 3,63 1,19 26,6 5,18 <5 4,4 1,17 46,9 CAN1734A Orthogneiss 0,89 0,03 224 413 20 4,94 9,6 4,16 4,61 15,9 19,2 7 25,1 1,46 210 CAN1736 Carbonate 11,2 0,01 6,5 0,7 10 0,05 0,17 0,15 0,04 <0,1 0,14 <5 <0,2 0,04 0,5 CAN1739A Orthogneiss 0,08 <0.01 510 49,5 20 11,85 5,46 3,33 0,68 17,3 4,59 <5 6,1 1,15 26,4 CAN1743B Carbonate 10,15 0,03 56,9 7,4 20 0,85 0,52 0,33 0,17 1,1 0,6 <5 0,6 0,11 4,7 CAN1749A Schiste 0,35 0,01 777 76,7 90 4,69 5,72 3,19 1,5 23,1 6,57 <5 5,7 1,13 41,5 CAN1810 Micaschiste 0,12 0,01 1140 68,9 120 5,64 4,88 2,86 1,66 38,1 5,99 <5 5,9 0,98 40,9 CAN1821A Granite 0,18 <0,01 191 116 20 3,07 10,75 6,53 1,27 21,3 10,4 <5 10,8 2,11 56,2 CAN1825 Micaschiste 0,09 0,03 664 100 90 3,95 6,28 3,38 1,36 26,2 6,28 <5 6,5 1,22 49,6 CAN1827 Micaschiste ana. 0,02 0,01 584 108,5 110 7,66 6,58 3,91 1,78 27,7 7,66 <5 6,4 1,31 53,4 CAN1901 Migmatite 0,05 0,01 443 346 60 3,54 58,3 38,5 1,88 34,5 40,6 <5 6,3 13,1 170 CAN1903 Leucogranite 0,08 <0,01 1260 67,8 20 7,4 2,11 1,06 0,87 16,6 2,97 <5 3,8 0,38 35,6 SAMPLE Lu Nb Nd Pr Rb Sm Sn Sr Ta Tb Th Tm U V W DESCRIPTION LITHOLOGY ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ASP1706B Quartzite 0,09 2,6 7,2 1,69 31 1,3 1 17,6 0,2 0,19 3,04 0,12 0,66 9 1 ASP1710A Micaschiste 0,5 26,9 73 19,15 267 12,9 7 59,1 1,3 1,43 21,8 0,59 3,38 181 6 ASP1711F Schiste quartz. 0,37 13,3 35 9,12 79,4 7,58 3 68,8 1 1 9,15 0,39 2,29 69 2 ASP1718A Schiste 0,47 12,9 35,1 8,69 71,5 5,79 2 310 0,9 0,93 12,5 0,46 2,69 116 2 ASP1721B Carbonate 0,03 0,2 4,9 1,06 1,1 0,59 <1 198,5 <0.1 0,13 0,18 0,05 2,4 5 <1 ASP1723A Méta-andésite 0,36 6,3 21,2 4,99 26,1 4,58 3 384 0,4 0,75 4,69 0,31 1,65 163 <1 ASP1723B Schiste 0,45 13,8 17,1 4,01 91,6 3,84 3 160 1 0,78 13,7 0,53 2,77 139 2 ASP1729 Schiste rubané 0,38 12,1 20,5 5,39 120,5 3,07 3 106 0,7 0,66 13,15 0,47 2,79 150 2 ASP1741 Schiste 0,28 16,9 44,9 10,85 115 7,3 4 173,5 1,1 0,95 17,7 0,45 3,06 128 1 ASP1746A Diorite 0,65 11 184 48,1 121,5 24,8 2 115 0,6 2,19 55,6 0,72 2,75 44 14 ASP1746B Diorite 0,56 17,8 50,6 12,05 161,5 9,08 2 27,4 1,2 1,07 19,5 0,52 2,55 145 2 ASP1763 Carbonate 0,02 0,3 1,7 0,47 2,9 0,44 <1 173,5 <0.1 0,03 0,22 0,02 0,19 6 <1 ASP1778A Schiste carb. 0,37 13,3 24,5 6,52 21,5 4,98 19 301 0,5 0,65 9,9 0,36 4,22 96 3 ASP1786B Schiste noir 0,56 16,3 34,4 8,05 80,2 6,39 4 429 1,2 0,78 13,9 0,48 11,2 135 3 ASP1803 Schiste rubané 0,52 13,7 43,2 11,3 156 8,55 3 121,5 1,2 1,19 13,8 0,6 3,73 148 3 ASP1812 Schiste rubané 0,46 18,2 31,5 8,68 170,5 6,2 4 107 1,2 0,97 18,75 0,49 3,06 131 2 ASP1821 Schiste noir 0,52 17,2 32 9,56 141,5 6,41 4 174,5 1 0,89 17,45 0,51 4,04 156 3 CAN1734A Orthogneiss 0,58 14,4 187,5 47,6 177,5 31,1 3 22,8 0,8 1,99 61,3 0,59 7,89 6 3 CAN1736 Carbonate 0,03 <0,2 0,4 0,09 0,5 0,09 <1 213 <0,1 0,03 0,1 0,02 0,07 <5 <1 CAN1739A Orthogneiss 0,46 10,8 24,4 5,99 177 5,15 7 73,5 1 0,84 15,7 0,48 4,78 31 1 CAN1743B Carbonate 0,04 1,5 3,6 1,01 21,3 0,7 <1 908 <0,1 0,11 1,18 0,04 4,93 48 1 CAN1749A Schiste 0,47 13,9 36,5 9,79 104,5 7,73 3 147,5 0,6 1,04 13,7 0,48 2,9 136 2 CAN1810 Micaschiste 0,41 18,7 34,9 9,36 160 7,25 6 201 0,6 0,9 16,95 0,38 3,38 220 4 CAN1821A Granite 0,78 16,2 51,3 13 53,4 10,35 5 52,3 1,3 1,7 13,1 0,86 2,61 6 2 CAN1825 Micaschiste 0,45 17,3 42,8 10,95 135 7,73 3 55 1,2 1 15,45 0,51 3,65 110 3 CAN1827 Micaschiste ana. 0,43 19,3 47,6 12,1 185 8,21 4 129 1,5 1,03 17,1 0,49 2,97 124 5 CAN1901 Migmatite 4,07 21,3 151 38,1 170,5 31,5 4 156 1,9 7,75 69,7 4,9 24,7 693 CAN1903 Leucogranite 0,12 5,6 28,6 7,87 171 4,74 7 124 0,7 0,42 14,5 0,13 4,44 6 1 SAMPLE Y Yb Zr As Bi Hg In Re Sb Se Te Tl Ag Cd Co DESCRIPTION LITHOLOGY ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ASP1706B Quartzite 7,1 0,78 102 9,8 0,09 0,016 <0.005 <0.001 0,51 <0.2 <0.01 0,03 <0.5 <0.5 <1 ASP1710A Micaschiste 44,3 3,93 279 82 0,15 0,012 0,017 <0.001 2,33 0,4 <0.01 0,09 <0.5 <0.5 10 ASP1711F Schiste quartz. 30 2,35 183 26,4 0,13 <0,005 0,007 <0,001 0,55 <0,2 0,01 0,04 <0,5 <0,5 10 ASP1718A Schiste 29,2 3,2 137 18 0,49 <0.005 0,022 0,001 <0.05 <0.2 0,02 0,07 <0.5 0,8 19 ASP1721B Carbonate 5,5 0,17 4 1,5 0,04 0,007 0,005 <0.001 0,1 0,4 0,04 0,06 <0.5 <0.5 <1 ASP1723A Méta-andésite 25,1 2,7 159 2,7 0,04 <0.005 0,013 <0.001 0,39 <0.2 0,01 0,02 <0.5 0,9 30 ASP1723B Schiste 33,6 3,13 230 22,4 0,26 0,009 0,025 <0.001 0,18 <0.2 0,02 0,04 <0.5 0,6 16 ASP1729 Schiste rubané 27,2 3,09 149 18,2 0,25 0,011 0,018 <0.001 1,46 0,9 0,03 0,08 <0.5 0,6 2 ASP1741 Schiste 30,6 3,35 161 0,4 0,28 <0.005 0,019 <0.001 <0.05 <0.2 0,03 0,15 <0.5 0,7 16 ASP1746A Diorite 54,2 4,17 420 2,9 0,07 0,005 0,04 <0.001 0,06 <0.2 0,01 0,09 <0.5 0,7 7 ASP1746B Diorite 31,9 3,67 289 14,5 0,06 0,005 0,008 <0.001 0,14 0,2 0,04 0,18 <0.5 0,7 12 ASP1763 Carbonate 1,5 0,09 4 1,6 0,03 0,014 0,013 <0.001 0,06 0,2 0,01 0,05 <0.5 <0.5 2 ASP1778A Schiste carb. 21,6 2,44 179 2,3 0,15 0,005 0,008 <0,001 <0,05 <0,2 <0,01 0,09 <0,5 <0,5 9 ASP1786B Schiste noir 34,9 3,4 199 0,6 0,76 0,011 0,037 0,001 1,78 1 0,09 0,56 1,3 0,6 2 ASP1803 Schiste rubané 38,8 3,84 168 31,1 0,37 <0,005 0,011 <0,001 0,52 0,2 0,02 0,06 <0,5 <0,5 7 ASP1812 Schiste rubané 34,8 3,13 212 2 0,13 <0,005 0,007 <0,001 0,17 <0,2 0,01 0,03 <0,5 <0,5 14 ASP1821 Schiste noir 35,6 3,29 180 2,2 0,21 <0,005 0,01 <0,001 0,58 0,6 0,02 0,04 <0,5 <0,5 1 CAN1734A Orthogneiss 36,4 3,56 728 0,8 0,1 0,032 0,119 <0.001 0,45 0,2 <0.01 0,09 0,8 3 2 CAN1736 Carbonate 1,6 0,16 2 3,9 0,01 <0,005 <0,005 <0,001 <0,05 <0,2 <0,01 <0,02 <0,5 <0,5 <1 CAN1739A Orthogneiss 31,4 3,28 185 40,1 0,13 0,005 0,01 <0.001 0,08 <0.2 0,01 0,67 <0.5 <0.5 3 CAN1743B Carbonate 4,1 0,29 22 10,1 0,08 <0,005 <0,005 0,004 0,13 0,2 0,01 0,03 <0,5 <0,5 1 CAN1749A Schiste 32,8 3,14 209 0,9 0,1 <0,005 0,011 <0,001 <0,05 <0,2 0,01 0,18 <0,5 <0,5 16 CAN1810 Micaschiste 28,2 2,55 215 6,8 0,25 <0,005 0,027 <0,001 <0,05 <0,2 0,01 0,14 <0,5 <0,5 18 CAN1821A Granite 58,7 5,92 419 18,8 0,11 <0,005 0,012 <0,001 0,05 <0,2 <0,01 0,27 <0,5 <0,5 5 CAN1825 Micaschiste 31,8 3,07 254 2,7 0,25 <0,005 0,006 <0,001 <0,05 <0,2 <0,01 0,22 <0,5 <0,5 7 CAN1827 Micaschiste ana. 35,3 3,22 234 9,6 0,3 <0,005 0,019 0,001 0,05 0,2 0,01 0,47 <0,5 <0,5 21 CAN1901 Migmatite 347 31,1 210 1,6 0,16 <0,005 0,019 0,001 <0,05 0,3 <0,01 0,27 <0,5 <0,5 11 CAN1903 Leucogranite 11,1 1,05 111 2,6 0,05 0,006 <0,005 <0,001 0,05 <0,2 <0,01 0,27 <0,5 <0,5 1 SAMPLE Cu Li Mo Ni Pb Sc Zn Au DESCRIPTION LITHOLOGY ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ASP1706B Quartzite 3 20 1 7 11 1 21 0,011 ASP1710A Micaschiste 41 120 <1 56 26 20 184 0,006 ASP1711F Schiste quartz. 27 20 1 31 8 9 80 0,003 ASP1718A Schiste 46 50 1 50 26 17 120 0,002 ASP1721B Carbonate 2 <10 <1 2 100 <1 6 0,008 ASP1723A Méta-andésite 35 50 <1 146 9 22 80 0,001 ASP1723B Schiste 38 50 <1 50 24 18 125 0,002 ASP1729 Schiste rubané 45 50 1 9 14 18 91 0,005 ASP1741 Schiste 69 100 <1 38 17 16 55 0,001 ASP1746ADiorite 1040<1161522800,001 ASP1746B Diorite 17 60 <1 51 24 17 184 0,001 ASP1763 Carbonate 3 <10 <1 <1 6 <1 3 0,004 ASP1778A Schiste carb. 5 10 1 27 15 12 117 0,001 ASP1786B Schiste noir 37 40 23 33 40 17 59 0,006 ASP1803 Schiste rubané 24 60 2 30 9 17 109 0,006 ASP1812 Schiste rubané 30 40 1 41 13 17 116 0,002 ASP1821 Schiste noir 33 60 3 12 18 16 73 0,007 CAN1734A Orthogneiss 5 20 6 9 19 11 749 0,001 CAN1736 Carbonate 2 <10 1 <1 <2 <1 3 0,004 CAN1739A Orthogneiss 8 20 1 9 25 6 42 0,001 CAN1743B Carbonate 6 10 8 5 15 1 21 0,003 CAN1749A Schiste 29 50 1 43 13 17 101 0,001 CAN1810 Micaschiste 31 70 1 57 26 26 165 0,001 CAN1821A Granite <1 30 1 3 <2 10 30 0,001 CAN1825 Micaschiste 21 50 1 15 9 13 33 0,001 CAN1827 Micaschiste ana. 13 130 1 53 13 14 106 0,004 CAN1901 Migmatite 44 40 2 23 14 8 65 0,001 CAN1903 Leucogranite <1 30 <1 2 26 2 19 <0,001 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

III.3 – Données géochronoogiques sur apatites

ASP1741 0,8 ASP1741 InterceptsIntercepts ata t 337337 ± ± 84 84 MaMa 0,6 MSWDMSWD == 16 16 data-point error ellipses are 2s 0,4 207Pb/206Pb

0,2

5 3 1 0,0 0 4 8 12 16 20 238U/206Pb Annexe III.3.a. Rapport U/Pb extrait des analyses LA-ICP-MS des apatites de l’échantillon ASP1741 et courbe discordia dérivée de ces analyses.

data-point error 17ellipses are 2s

0,88 15 ASP1810ASP181 10 Intercepts at 13 Intercepts at 0,84 752752 ± ± 140 14404 Ma Ma 11 MSWDMSWD == 0.47 0.47

0,80 9

207Pb/206Pb 7

0,76 5

3

0,72 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 238U/206Pb Annexe III.3.b. Rapport U/Pb extrait des analyses LA-ICP-MS des apatites de l’échantillon ASP1810 et courbe discordia dérivée de ces analyses.

332 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Annexe IV – Données géochimiques des minéraisations aurifères de Gorianes

IV.1 – Anayses chimiques par microsonde de sufures (%at) et oxydes de a veine à arsénopyrite-quartz du corps filonien 3 de Gorianes

Grain S As Ag Fe Cu Sb Co Ni Te Pb Bi Total Bismuthinite 63.143 0.064 0.000 0.570 0.004 0.000 0.000 0.000 0.004 0.041 36.174 100.000 Bismuthinite 63.064 0.036 0.000 0.730 0.000 0.013 0.000 0.032 0.000 0.042 36.084 100.000 Bismuthinite 59.885 0.078 0.000 0.379 0.054 0.000 0.000 0.034 0.009 0.000 39.562 100.000 Fe-oxyde 0.131 0.000 0.000 99.766 0.015 0.000 0.033 0.026 0.000 0.000 0.029 100.000 Fe-oxyde 10.970 0.000 0.000 88.919 0.000 0.000 0.058 0.000 0.000 0.054 0.000 100.000 Fe-oxyde 11.527 0.000 0.000 88.405 0.000 0.000 0.040 0.028 0.000 0.000 0.000 100.000 Fe-oxyde 0.000 0.000 0.000 99.952 0.000 0.000 0.048 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Fe-oxyde 0.021 0.000 0.000 99.825 0.049 0.000 0.087 0.014 0.003 0.000 0.000 100.000 Fe-oxyde 0.118 0.000 0.020 99.644 0.000 0.000 0.121 0.096 0.000 0.000 0.000 100.000 Fe-oxyde 0.111 0.147 0.000 99.400 0.000 0.000 0.084 0.032 0.019 0.063 0.143 100.000 Galène 51.359 0.151 0.000 1.187 0.000 0.000 0.009 0.025 0.028 47.240 0.000 100.000 Galène 52.180 0.166 0.077 0.000 0.000 0.000 0.000 0.045 0.051 47.480 0.000 100.000 Galène 57.806 0.090 0.040 0.850 0.047 0.000 0.000 0.041 0.021 41.105 0.000 100.000 Marcassite 53.078 0.000 0.006 46.861 0.019 0.000 0.027 0.009 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.121 0.009 0.000 46.835 0.005 0.000 0.026 0.005 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.224 0.000 0.006 46.723 0.000 0.000 0.021 0.012 0.007 0.007 0.000 100.000 Marcassite 53.220 0.000 0.029 46.694 0.000 0.000 0.039 0.012 0.000 0.000 0.006 100.000 Marcassite 52.553 0.050 0.000 47.334 0.000 0.000 0.017 0.009 0.002 0.000 0.034 100.000 Marcassite 52.645 0.000 0.024 47.281 0.000 0.000 0.044 0.000 0.004 0.000 0.002 100.000 Marcassite 52.726 0.011 0.005 47.212 0.000 0.000 0.029 0.011 0.000 0.007 0.000 100.000 Marcassite 52.855 0.000 0.001 47.104 0.000 0.000 0.023 0.013 0.000 0.000 0.005 100.000 Marcassite 53.541 0.004 0.000 46.382 0.003 0.000 0.054 0.012 0.004 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.621 0.036 0.000 46.303 0.000 0.000 0.025 0.016 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.590 0.004 0.033 46.354 0.005 0.000 0.015 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.398 0.000 0.000 46.554 0.015 0.000 0.028 0.005 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 53.471 0.000 0.000 46.471 0.020 0.000 0.033 0.006 0.000 0.000 0.000 100.000 Marcassite 52.989 0.013 0.005 46.961 0.003 0.000 0.028 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.344 0.000 0.004 33.608 0.015 0.000 0.000 0.029 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.914 0.000 0.000 33.962 0.004 0.080 0.011 0.010 0.000 0.000 0.019 100.000 Pyrite 66.182 0.021 0.010 33.718 0.015 0.009 0.019 0.000 0.000 0.000 0.027 100.000 Pyrite 65.813 0.021 0.000 34.072 0.005 0.072 0.015 0.000 0.001 0.000 0.002 100.000 Pyrite 66.048 0.000 0.000 33.914 0.008 0.000 0.023 0.005 0.001 0.000 0.001 100.000 Pyrite 66.043 0.000 0.006 33.924 0.000 0.000 0.006 0.022 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.121 0.007 0.002 33.843 0.002 0.000 0.005 0.009 0.010 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.046 0.013 0.000 33.876 0.001 0.000 0.016 0.014 0.000 0.028 0.006 100.000 Pyrite 66.068 0.000 0.018 33.862 0.007 0.000 0.022 0.016 0.004 0.000 0.003 100.000 Pyrite 66.069 0.000 0.000 33.883 0.000 0.000 0.018 0.018 0.004 0.009 0.000 100.000 Pyrite 66.051 0.000 0.041 33.874 0.000 0.000 0.015 0.000 0.002 0.005 0.012 100.000 Pyrite 66.029 0.000 0.000 33.915 0.000 0.000 0.026 0.024 0.003 0.000 0.002 100.000 Pyrite 65.885 0.017 0.022 34.058 0.007 0.000 0.007 0.004 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.997 0.011 0.001 33.959 0.004 0.000 0.027 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.964 0.000 0.000 34.017 0.006 0.000 0.006 0.000 0.006 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.776 0.031 0.001 34.144 0.009 0.000 0.030 0.000 0.008 0.000 0.001 100.000

Documents annexes 333 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

Grain S As Ag Fe Cu Sb Co Ni Te Pb Bi Total Pyrite 65.500 0.036 0.016 34.389 0.000 0.000 0.038 0.017 0.004 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.583 0.000 0.018 34.367 0.000 0.000 0.018 0.000 0.004 0.000 0.009 100.000 Pyrite 65.625 0.027 0.000 34.299 0.000 0.000 0.024 0.016 0.000 0.000 0.009 100.000 Pyrite 65.690 0.006 0.000 34.251 0.004 0.000 0.034 0.015 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.864 0.000 0.001 34.125 0.000 0.000 0.001 0.004 0.000 0.000 0.005 100.000 Pyrite 65.991 0.018 0.002 33.940 0.000 0.000 0.024 0.010 0.003 0.000 0.011 100.000 Pyrite 65.922 0.007 0.000 34.029 0.000 0.000 0.013 0.000 0.004 0.000 0.025 100.000 Pyrite 65.904 0.000 0.011 34.060 0.003 0.000 0.011 0.000 0.000 0.011 0.001 100.000 Pyrite 65.794 0.021 0.000 34.156 0.011 0.000 0.000 0.014 0.000 0.000 0.005 100.000 Pyrite 65.810 0.049 0.013 34.099 0.000 0.000 0.029 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.986 0.000 0.000 33.990 0.006 0.000 0.019 0.000 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.899 0.000 0.024 34.048 0.002 0.000 0.012 0.013 0.002 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.891 0.007 0.000 34.077 0.000 0.000 0.010 0.012 0.003 0.000 0.000 100.000 Pyrite 64.942 0.170 0.000 34.848 0.000 0.000 0.026 0.000 0.003 0.000 0.010 100.000 Pyrite 65.793 0.000 0.019 34.156 0.001 0.000 0.021 0.011 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.113 0.005 0.001 33.852 0.002 0.000 0.016 0.011 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.056 0.031 0.000 33.880 0.005 0.000 0.022 0.000 0.001 0.000 0.005 100.000 Pyrite 66.190 0.028 0.000 33.734 0.000 0.000 0.020 0.023 0.004 0.000 0.000 100.000 Pyrite 66.102 0.008 0.000 33.851 0.004 0.000 0.032 0.000 0.000 0.000 0.003 100.000 Pyrite 65.933 0.007 0.012 34.034 0.000 0.000 0.008 0.000 0.000 0.000 0.006 100.000 Pyrite 65.783 0.000 0.000 34.139 0.000 0.000 0.027 0.051 0.000 0.000 0.000 100.000 Pyrite 65.843 0.000 0.024 34.081 0.006 0.000 0.018 0.018 0.001 0.000 0.008 100.000 Pyrite-Marc. 60.901 0.229 0.000 38.807 0.014 0.011 0.028 0.008 0.000 0.000 0.001 100.000 Pyrite-Marc. 59.690 0.140 0.004 40.096 0.000 0.000 0.022 0.005 0.000 0.021 0.021 100.000 Fe-oxyde 0.015 0.000 0.000 99.981 0.000 0.000 0.000 0.003 0.000 0.000 0.000 100.000

IV.2 – Résumé de ’étude réaisée par Roattiino (2018) sur es sidérites du massif du Canigou L’étude réalisée par Thibault Roattino (2018) au cours de son stage de recherche de master 2 avait pour but de définir s’il existait un lien génétique entre les sidérites massives spathiques observées dans les veines de Glorianes et celles constituant les gîtes de la ceinture ferrifère du Canigou (Batère, la Coume et Fillols). Cette étude s’est basée sur l’étude des microstructures des sidérites et une étude géochimique du spectre de terres rares.

Les gîtes de la ceinture ferrifère du Canigou sont localisés dans les bancs de carbonates ceinturant le toit de l’orthogneiss du Canigou, suivant les zones de cisaillement du Nord-Canigou et de Baillestavy. Ils sont également spatialement associés aux accidents liés à l’orogenèse pyrénéenne (chevauchement des Aspres et faille de la Têt). L’étude microstructurale révèle que les sidérites des gîtes de la ceinture ferrifère du Canigou présentent des marqueurs d’une déformation fragile (fractures, bréchification…), avec des fractures à remplissage de sidérite. Les sidérites de Glorianes sont aussi fracturées, mais le remplissage est constitué de quartz et de sulfures.

334 Caractérisation d’un système de circulation de fluuides hydrothermal tardi-Varisque

Annexe IV.2.1. Spectres de terres rares des sidérites de la ceinture ferrifère du Canigou (Batère, la Coume, Fillols) et de Glorianes (d'après Roattino, 2018).

L’ensemble des sidérites de la ceinture ferrifère du Canigou montrent un spectre de terres rares identique avec une anomalie positive en Eu, tandis que celui des sidérites de Glorianes montre une anomalie positive en Eu et en HREE (Annexe IV.2.1). Aucune variation du spectre n’est observée dans les deux cas entre les sidérites spathiques massives et les micro-cristaux en remplissage des fractures. La forte proportion en HREE dans les sidérites de Glorianes

2- suggérerait un apport par un fluide riche en ligands CO3 et en CO2. La différence de répartition des REE entre Glorianes et la ceinture ferrifère du Canigou soulignerait un fluide d’origine différent entre les deux cas.

Roattino (2018) propose deux épisodes de formation des sidérites :

(1) un premier événement tardi-varisque, à l’origine de la formation des sidérites de Glorianes, précoce dans la succession paragénétique des minéralisations aurifères avec des fluides relativement chauds et riches en ligands bicarbonatés ;

Documents annexes 335 Gaétan Link (2020) – Formation des minéralisations aurifères du massif du Canigou (Pyrénées orientales)

(2) un second événement post-varisque, à l’origine de la formation des gîtes de la ceinture ferrifère du Canigou, avec la circulation de fluides froids, pauvres en ligands bicarbonatés, contemporaine de l’activité des failles permiennes ou pyrénéennes.

IV.3 – Données d’anayse par microsonde (%wt) des monazites hydrothermaes de Gorianes

Mnz-C1 Mnz-C2 Mnz-C3 Mnz-C3 Mnz-C3 Mnz-C4 Mnz-C4

SiO2 0,10 0,11 0,45 0,34 0,21 0,15 0,17

P2O5 29,72 30,35 29,40 29,65 30,16 29,78 29,83 CaO 0,15 0,14 1,83 1,37 0,24 0,16 0,34

Y2O3 0,70 0,58 0,15 0,24 0,81 1,13 0,59

La2O3 15,28 16,28 13,14 13,29 16,17 14,94 15,79

Ce2O3 31,54 32,68 26,34 27,12 31,33 31,61 31,88 PbO 0,00 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00

ThO2 0,49 0,74 9,31 7,57 0,65 1,33 0,80

UO2 0,03 0,05 0,14 0,17 0,05 0,11 0,01

Nd2O3 11,57 11,52 11,16 11,33 10,94 11,91 12,56

Sm2O3 1,20 1,96 1,97 1,37 1,21 2,03 0,93

Gd2O3 1,87 0,56 1,13 1,06 1,35 1,88 0,32

Pr2O3 3,26 3,19 2,72 3,36 3,16 3,18 3,56

Dy2O3 0,75 0,02 0,35 0,00 0,60 0,67 0,13 Total 96,65 98,19 98,12 96,86 96,90 98,90 96,92

336

Abstract

Shear zones are markers of localized and heterogeneous deformation of the continental crust. They are also considered to represent drains where the fluids present within the crust preferentially flow. Although many markers of fluid flow are present in the petrological and geochemical record, tracing the entire hydrothermal circulation system, including its source, remains a challenge. In orogenic belts, gold mineralizations are mainly located along shear zones and can be tracers of the hydrothermal fluid circulation. In the eastern Pyrenees, the Canigou massif exposes a late-orogenic Variscan metamorphic dome. The former migmatitic middle crust is exhumed in the core. Vein-type gold mineralizations are localized at its rim, which corresponds to the former upper crust. The dome and its rim have been affected by a succession of 3 deformation phases. The first phase is indistinguishable, generally transposed by the foliation of the second phase, contemporary with a HT/BP metamorphic event that caused a partial melting of the middle crust and a heating of the upper crust. The third phase is synchronous with a rapid isobaric cooling of the upper crust. The deformation of this phase is characterized by a dynamic that is first pervasive, with the doming of the Canigou, and then increasingly localized, resulting in the formation of shear zones that cross the upper and middle crust. Auriferous ore-bodies are localized along these shear zones. The gold-bearing veins show markers of alternating brittle and ductile deformation. Gold-bearing sulphides crystallized under temperature conditions of more than 450°C. Geochemical data from sulphides in the orebodies and from disseminated sulphides in the host rocks indicate that the gold contained in the gold-bearing veins is derived from the carbonate and black schist levels of the underlying Ediacaran meta- sedimentary series. The disseminated sulphides in this series, of diagenetic origin and pre-enriched in gold, were leached during HT/BP metamorphism. The gold-bearing shear zones are also characterized by localized thermal anomalies superimposed on the regional thermal signal. The values of these anomalies, 50 to 100°C above those of the regional thermal signal, are consistent with those estimated from the petro-structural record of the gold-bearing veins. Numerical modelling of fluid flow coupled with heat transfer confirmed that such thermal anomalies could have been generated by a concentrated fluid flow along the vertical shear zones for a duration of less than 1 Ma. These fluids, at the origin of the gold mineralization, would come from the base of the upper crust, or even the middle crust. The detection and quantification of such thermal anomalies generated by former hydrothermal fluid flow within the crust is one of the first reported cases of this type and. This method could also provide a guide for mineral exploration. The vein-type gold mineralization is evidence of a very rapid fluid circulation phase, probably catalyzed by seismic events. This phase could be the marker of a change in dynamics within the orogenic belts, as the crust begins to cool and deformation shifts from a less and less pervasive to an increasingly localized dynamic.

Keywords : gold deposits, Pyrenees, LP/HT metamorphism, fluid flow, brittle-ductile deformation Résumé

Les zones de cisaillement, zones de déformation localisée et hétérogène de la croûte continentale, sont considérées comme des zones de drains où circulent préférentiellement les fluides présents au sein de la croûte. Bien que de nombreux marqueurs de la circulation de ces fluides soient présents dans l’enregistrement pétrologique et géochimique, retracer l’ensemble du système de circulation hydrothermale, notamment sa source, reste un défi. Dans les ceintures orogéniques, les minéralisations aurifères sont principalement localisées le long des zones de cisaillement et peuvent constituer des traceurs des circulations de fluides hydrothermales dont elles sont issues. Dans les Pyrénées orientales, le massif du Canigou expose un dôme métamorphique tardi- orogénique varisque, au cœur duquel est exhumée l’ancienne croûte moyenne migmatitique. À sa bordure, où est exhumée l’ancienne croûte supérieure, se trouvent des minéralisations aurifères filoniennes. Le dôme et sa bordure ont été affectés par une succession de 3 phases de déformation. La première phase est peu distinguable, généralement transposée par la foliation de la deuxième phase, contemporaine d’un événement métamorphique HT/BP à l’origine d’une fusion partielle de la croûte moyenne et d’un réchauffement de la croûte supérieure. La troisième phase est synchrone d’un refroidissement rapide et isobarique de la croûte supérieure. La déformation de cette phase est caractérisée par une dynamique d’abord pervasive, avec le doming du Canigou, puis de plus en plus localisée, qui abouti à la formation de zones de cisaillement qui traversent la croûte supérieure et la croûte moyenne. Les corps minéralisés aurifères sont localisés le long de ces couloirs de cisaillement. Les veines aurifères montrent des marqueurs d’alternance entre déformation fragile et déformation ductile, ainsi qu’une cristallisation des phases sulfurées aurifères sous des conditions de température de plus de 450 °C. Les données géochimiques des sulfures des corps minéralisés et des sulfures disséminés dans les roches encaissantes indique que l’or contenu dans les veines aurifères provient des niveaux de carbonates et de schistes noirs de la série méta-sédimentaire édiacarienne sous- jacente. Les sulfures disséminés dans cette série, d’origine diagénétique et pré-enrichis en or, ont été lessivés au cours du métamorphisme HT/BP. Les zones de cisaillement aurifères sont aussi caractérisées par des anomalies thermiques localisées, surimposées sur le signal thermique régional. Les valeurs de ces anomalies, de 50 à 100 °C au-dessus de celles du signal thermique régional, sont concordantes avec celles estimées à partir de l’enregistrement pétro-structural des veines aurifères. La modélisation numérique des circulations de fluides couplée aux transferts de chaleur a permis de confirmer que de telles anomalies thermiques ont pu être générées par une circulation de fluides concentrée le long des zones de cisaillement verticales, pendant une durée inférieure à 1 Ma. Ces fluides, à l’origine des minéralisations aurifères, proviendraient de la base de la croûte supérieure, voire de la croûte moyenne. La détection et la quantification de telles anomalies thermiques générées par d’anciennes circulations de fluides hydrothermaux au sein de la croûte est l’un des premiers cas du genre et pourrait s’avérer être une nouvelle méthode de prospection des gîtes métallifères. Les minéralisations aurifères filoniennes s’avèrent être les témoins d’une phase de circulation de fluides très rapide, probablement catalysée par des événements sismiques. Cette phase pourrait être le marqueur d’un changement de dynamique au sein des ceintures orogéniques, lorsque la croûte commence à se refroidir et que la déformation passe d’une dynamique de moins en moins pervasive et de plus en plus localisée.

Mots-clefs : minéralisations aurifères, Pyrénées, métamorphisme HT/BP, circulation de fluides, déformation fragile-ductile