Polymétamorphisme et évolution crustale dans les Pyrénées orientales pendant l’orogenèse varisque au Carbonifère supérieur
Date de la première parution : 2010
Résumé : Le classique métamorphisme HT-BP (MII) des Pyrénées hercyniennes est précédé par un métamorphisme barrovien (MI, à disthène-staurotide dans le Canigou) traduisant l’épaississement crustal lié à la formation d’un prisme tectonique à la fin des déformations tangentielles précoces à vergence S namuro-westphaliennes (D1), et suivi d’un autre épisode métamorphique barrovien (MIII). MII, prograde, s’accompagne d’une chute de pression exprimant la fin de l’exhumation du prisme précoce. Il débute par un stade à staurotide andalousite (MIIs, de type « intermédiaire de basse pression »), se poursuit par un stade à cordiérite-andalousite (MIIa) et localement se termine par un stade à cordiérite seule (MIIb). MIIs-a, globalement stratiforme et à caractère régional, est synchrone de la première phase de déformation tardive, D2a, de type “extension syn-convergence” (rétroplissement vers le N, amincissement, échappement vers l’ESE du haut de la pile lithotectonique), tandis que se mettent en place dans la méso-catazone les premières intrusions granitiques, laccolithiques. MIIb, plus local, est en lien direct avec d’autres intrusions granitiques (MIIbγ) et globalement synchrone de la formation des grands anticlinaux droits lors des phases tardives D2b (« doming »). Les grands plutons épizonaux et leur métamorphisme de contact Mγ, post-MII, se forment pendant de la phase tardive décrochante dextre D2c. Plutonisme et métamorphisme MII sont associés de manière étroite et complexe dans le temps et l’espace, constituant ainsi un cas de plutono-métamorphisme. Des mylonites dextres-inverses D2d se développent ensuite, en conditions rétromorphiques, dans les plutons et la méso-catazone. De D2a à D2c, en réponse à une probable délamination sous-crustale et à l’injection de magmas mafiques mantelliques en base de croûte (D2a), la croûte moyenne est largement fondue, ce qui rend possible le découplage de la croûte supérieure restée rigide, son échappement vers l’ESE (D2a) et son flambage (« doming » D2b, avec formation de mégaplis de 10 km d’amplitude verticale qui plisssent les isogrades mésozonaux MII), et induit des transferts horizontaux et verticaux de magmas (D2a-c). Le plutono-métamorphisme MII et les déformations tardives D2a-c se déroulent pendant un bref laps de temps (~ 10 Ma), vers la limite Westphalien-Stéphanien (~ 310-300 Ma). Le métamorphisme MIII à disthène staurotide n’est bien développé qu’à l’Est de la chaîne et est, en partie la conséquence de l’enfouissement rapide des zones synclinales lors du « doming » D2b, en partie la conséquence d’un refroidissement isobare du bâti (D2c-d). MIII, pro parte synchrone de MII, ne constitue pas un événement tectono-métamorphique distinct. Alors que les déformations D1 et le métamorphisme MI se déroulent en contexte essentiellement compressif, le plutono-métamorphisme MII, les phases tardives D2 et le métamorphisme MIII se déroulent dans un régime tectonique fluctuant, d’abord extensif/compressif (D2a), puis compressif (D2b) et enfin transpressif (D2c-d), ce qui confère aux Pyrénées westphalo-stéphaniennes les caractères d’une chaîne intra-continentale sur décrochement.
Bull. Soc. géol. France, 181, 5, 411-428.
- Compilation des âges radiométriques du magmatisme (plutonisme et volcanisme) hercynien (Permo-Carbonifère) (Docs. Géol. pyrén., à paraître)
