# Le Massif du Sidobre (Tarn, France) : un laccolithe monzo-granodioritique fini-carbonifère mis en place par bouffées magmatiques successives

Jacques Magontier

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Jacques Magontier. Le Massif du Sidobre (Tarn, France) : un laccolithe monzo-granodioritique fini-carbonifère mis en place par bouffées magmatiques successives. Carnets Natures, 2016, 3, pp.13-29. hal-03766255

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# Le Massif du Sidobre (Tarn, France) :
un laccolithe monzo-granodioritique fini-carbonifère
mis en place par bouffées magmatiques successives

Jacques MAGONTIER

## Résumé

Le laccolithe composite monzo-granodioritique du Sidobre s'est mis en place à faible profondeur [5-10 km], dans un couloir de cisaillement dextre orienté NE-SW, à la fin du Carbonifère. Une exploitation de granite à ciel ouvert, à proximité de Saint-Salvy-de-la-Balme, a révélé à l'observation un affleurement déterminant permettant d'élucider les modalités de mise en place des faciès constitutifs du Sidobre. Les observations inédites réalisées dans la carrière PLO, où un contact entre les faciès internes et périphériques de cette intrusion est clairement visible, m'ont ainsi conduit à reprendre l'analyse et la synthèse des travaux antérieurs. L'ensemble de ces données (observations + synthèse) suggère une croissance rapide de cette intrusion par bouffées magmatiques successives ; les faciès les plus internes clôturant l'édification de ce petit massif. Si cet affleurement-clé est d'extension réduite, il n'en est pas moins d'une grande importance car il permet de valider les déductions issues des études antérieures.

**Mots clés** : Monzo-granodiorite, Sidobre, Montagne Noire, orogenèse hercynienne, France.

## Abstract

**The Sidobre Massif (Tarn, France) : a monzo-granodioritic laccolith emplaced during the late Carboniferous times by magmatic pulses**

In southern Massif Central, the Sidobre massif exhibits a monzo-granodioritic flat-floored upper crustal pluton. This thin laccolith late variscan in age, is intrusive within the mainly cambrian metamorphic basement outcropping on the northwestern slope of the Montagne Noire. New unpublished observations in an open quarry close to Saint-Salvy-de-la-Balme, and a summary of prévious studies, demonstrate pluton emplacement in a NE-SW hidden dextral shear zone and an incremental rapid growing of laccolith by successive but discontinous in time magmatic batches. Thus, it exposes an inverse petrographic zoning, the central blue granodiorite located in southwestern area corresponding to the last magmatic batch.

**Keywords** : Monzo-granodiorite, Sidobre, Montagne Noire, hercynian orogeny, France.

## I. Introduction

"....ce Rocher est très-dur, et d'une espèce qu'on
appelle icy pierre de sidobré..." écrivait Pierre Borel
en 1649.

Au Sud du Massif Central, le Sidobre est un petit massif granitique (s.l.) composite (Fig. 1) qui affleure, sous forme d'une ellipse de près de 70 km² d'axe NE-SW, dans les formations paléozoïques, généralement

azoïques, constituant le versant septentrional (écailles des Monts de l'Ouest de Lacaune) de la Montagne Noire (Guérangé-Lozes, 1987 ; Demange, 1998 ; Alabouvette et al., 2003 ; Demange et al., 2014). Connu en tant qu'entité géologique dés le 19ème siècle (Dufrénoy & Élie de Beaumont, 1841), ce massif est aussi reconnu pour son granit, exploité de longue date en de nombreuses carrières, et pour ses paysages pittoresques dont l'attrait est rehaussé par les nombreux chaos granitiques, aux formes étranges
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Fig. 1 – Carte structurale de la Montagne Noire (fond cartographique d'après Demange, 1998 ; modifié).</figcaption></figure>

ou évocatrices, et autres rivières de pierres (Borel, 1649 ; Maynadier, 1935) que le promeneur bucolique peut découvrir le long de ses sentiers.

Pour le géologue, ce massif granitique (s.l.) est un des nombreux témoins des intrusions acides mises en place vers la fin de l'orogenèse hercynienne. Son étude permet donc, localement, d'aborder les derniers instants de l'histoire géologique de cette gigantesque chaîne de montagne édifiée au Paléozoïque supérieur.

## II. L'environnement géologique du massif

Ce massif granitique (s.l.) est intrusif dans des formations épimétamorphiques [unités occitanes (Demange, 1998)] essentiellement schisteuses à schisto-gréseuses (Fig. 2) dont l'âge peut être rapporté, par corrélations latérales de faciès, au Cambrien inférieur voire à l'infra-Cambrien (Béziat, 1973 ; Guérangé-Lozes, 1987 ; Guérangé-Lozes & Burg, 1990 ; Demange *et al.*, 2014).

Ces formations représentent le substratum, fortement écaillé (Demange *et al.*, 2014), de la nappe de Saint-Salvi-de-Carcavès (formations du Cambrien moyen à l'Ordovicien inférieur) qui s'étend largement plus au Nord (Fig. 2).

Cette intrusion affecte ainsi l'unité la plus méridionale et probablement la plus basse de l'édifice constitué par la superposition de quatre unités lithostructurales, mises en place progressivement vers le Sud ou le Sud-Est au cours de la structuration tectono-métamorphique tangentielle hercynienne [Viséen, ca 340-335 ma.], et reconnues sur le versant nord de la zone axiale (Guérangé-Lozes, 1987 ; Guérangé-Lozes & Burg, 1990 ; Doublier *et al.*, 2006).

Si le contact avec l'encaissant est le plus souvent concordant (Pl. 1 ; ph. 1) avec le plan de clivage régional plongeant vers le NW sur la bordure nord et nord-est du massif, le granite présente un contact sub-vertical, voire renversé, dans le secteur de Saint-
<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Fig. 2 – Carte et coupes géologiques schématiques (carte simplifiée d'après Demange *et al.*, 2014).</figcaption></figure>

Salvy-de-la Balme - Ferrière (Thiébaut & Escande, 1949, 1953 ; Corpel, 1993 ; Cassard *et al.*, 1993).

La mise en place du magma granitique, datée ca. 308 ma. (Pin, 1991 in *Gébelin et al.*, 2009 ; Simien *et al.*, 1999 in *Doublier et al.*, 2006), limite Pennsylvanien moyen/supérieur (Cohen *et al.*, 2013) [limite Westphalien/Stéphanien], à un niveau structural élevé (Moisy, 1993 ; Demange, 1998 ; Alabouvette *et al.*, 2003), est à l'origine d'une auréole de métamorphisme de contact [faciès des cornéennes

à hornblende] limitée (Thiébaut & Escande, 1949, 1950, 1953 ; Béziat, 1973 ; Ghahremanlou, 1973 ; Acuana-Sorriaux, 1981 ; Demange *et al.*, 2014). On peut aussi rattacher aux circulations de fluides liées à l'intrusion, des skarns à scheelite identifiés à l'affleurement ou en sondages (Acuana-Sorriaux, 1981 ; Tessier, 1989).

Les conditions de ce métamorphisme de contact, syntectonique (Ghahremanlou, 1973 ; Borrel, 1978 ; Acuana-Sorriaux, 1981 ; Guérangé-Lozes, 1987 ;
Guérangé-Lozes & Burg, 1990) sont estimées à 570°C à 2 kb pour la zone de l'andalousite (Acuana-Sorriaux, 1981). Des valeurs assez proches [T = 500° C ; P = 2 à 3 kb] ont été reconnues pour la biotite (Couilloud, 1988 in Tessier, 1989).

Les études pétrogénétiques (Borrel, 1978 ; Isnard, 1982) des faciès granitiques (s.l.) conduisent à des estimations similaires quant aux conditions P/T de mise en place du magma.

Ces conditions correspondent ainsi à une mise en place vers 7 km de profondeur, c'est à dire dans la partie superficielle de la croûte. Une mise en place par diapirisme, évoquée par A. Borrel (1978) et reprise par la suite (Isnard, 1982 ; p. 238) ne peut donc être retenue ; les conditions rhéologiques requises pour une telle ascension du magma n'étant plus réalisées à cette profondeur (Vigneresse, 1995 ; Vigneresse, 2004 ; Vigneresse & Clemens, 2000).

### III. La mise en place du massif : l'apport de la cartographie des faciès granitiques et de nouvelles observations en carrière

Si les géologues ayant étudié le massif du Sidobre ont en commun d'avoir distingué deux faciès principaux (Tabl. 1), concentriques, excentrés vers le Sud-ouest, il revient à P. Isnard (1982) la réalisation d'une cartographie très fine basée sur un échantillonnage pétrographique et géochimique de grande ampleur (Fig. 3).

1. Avant de préciser l'apport de cette cartographie quant à la mise en place des faciès granitiques, rappelons quelques données.

Le lecteur intéressé par les caractéristiques détaillées des faciès pétrographiques des granitoïdes pourra consulter avec profit les travaux de A. Borrel (1978) et de P. Isnard (1982).

Sans entrer dans le détail, il paraît important toutefois de souligner les particularités suivantes :

- Des granites bleus, les plus centraux, aux granites clairs, périphériques, les études pétrographiques montrent une diminution importante des teneurs en biotite, plus atténuée en plagioclases [plagioclases de plus en plus sodiques], contrebalancée par une augmentation de la teneur en feldspath alcalin (Isnard, 1982 ; tabl. 11, p. 125 ; tabl. 12, p. 127).

Cette évolution est aussi marquée par la diminution très notable du nombre et de la taille des enclaves microgrenues, basiques et sombres (Isnard, 1982 ; p. 69 et suivantes) (Pl. 1 ; ph. 2 et 3).

- La présence de ces enclaves témoignent (Didier & Lameyre, 1969 ; Bonin, 2004 ; Vigneresse, 2004 ; ...), de l'intervention d'un magma basique mantellique dans la genèse du magma dont sont issus les faciès du Sidobre (Isnard, 1982).

2. Les études géochimiques et pétrographiques (Borrel, 1978 ; Isnard, 1982) mettent en évidence les faits suivants :

- L'ensemble des granitoïdes, du type central bleu, au type périphérique clair non porphyroïde, évolue d'un pôle granodioritique, d'origine crustale profonde, vers un pôle monzogranitique [adamellite] (Isnard, 1982).

- Les enclaves microgrenues sombres, basiques, ont une composition tonalitique (Borrel, 1978 ; Isnard, 1982). Elles présentent une évolution géochimique divergente par rapport à celle du magma granitique hôte (Isnard, 1982) interprétée en faveur d'un bimagmatisme : magma granodioritique et magma basique dérivent de deux sources différentes contrairement à l'hypothèse proposée par P. Borrel (1978) : enclaves basiques = cumulats.

<table><caption>Tabl 1 – Typologie des faciès du Sidobre (d'après Tessier, 1989 ; modifié).</caption><thead><tr><th colspan="2">FACIES PRINCIPAUX</th><th rowspan="2">PETROTYPES<br>Isnard, 1982</th></tr><tr><th>Didier & Roques, 1960 ; Durand,<br>1961 ; Didier, 1964</th><th>Borrel, 1978</th></tr></thead><tbody><tr><td>Granite bleu central</td><td rowspan="2">Granite bleu central</td><td>Granite bleu</td></tr><tr><td>Granite gris</td><td>Granite gris-bleu</td></tr><tr><td></td><td>(Granite bleu à grain fin, marginal)</td><td>Granite gris</td></tr><tr><td>Granite clair périphérique</td><td></td><td>Granite clair porphyroide</td></tr><tr><td></td><td></td><td>Granite clair, non porphyroide</td></tr><tr><td>Granite à deux micas</td><td></td><td>Granite à deux micas</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Fig. 3 – La cartographie des faciès granitiques (carte modifiée d'après Isnard, 1982).</figcaption></figure>

**3. La cartographie** présentée par Isnard (1982 ; fig. 28, p. 120) et reprise par la suite (Demange *et al.*, 2014), met en exergue les constatations suivantes (**Fig. 3, A et B**):

- Les faciès granodioritiques sont excentrés au SW du massif ; les plus internes débordant localement sur les faciès environnants (**Fig. 3, A**).

- Les points de jonction, communs à trois faciès, démontrent que les pétrotypes identifiés par Isnard (1982) correspondent à des venues magmatiques distinctes, dont la mise en place est échelonnée.

- Les faciès granodioritiques les plus centraux (plus riches en biotite et en enclaves micro-grenues tonalitiques) sont les derniers à se mettre en place (**Fig. 3, B**).

En conséquence, cela signifie que le massif du Sidobre ne s'est pas mis en place lors d'une seule venue granitique (s.l.) mais que son édification résulte de la coalescence d'au moins cinq bouffées magmatiques ; l'émergence de ces intrusions successives (**Fig. 3, B**) étant localisée au SW du massif, dans la zone d'affleurement de la granodiorite bleue (**Fig. 3, A**).

L'identification par A. Borrel (1978) d'un granite bleu marginal à grain fin (**Tabl. 1**), localement au contact avec le faciès clair (partie sud du massif), conforte cette conclusion.

**4. La carrière PLO** (localisation **Fig. 3, A**) expose, au Nord, un contact lobé entre la granodiorite bleue et le granite monzonitique (**Fig. 4**) et permet ainsi d'imaginer l'aspect de ces bouffées magmatiques.

L'aspect mamelonné de ce contact et le litage magmatique de la granodiorite, qui se moule sur la concavité du lobe principal, suggèrent une mise en place de ce faciès central dans un magma monzogranitique encore visqueux.

L'existence, dans le monzogranite blanc, d'un liseré plus clair, dépourvu de biotite, au contact avec la granodiorite (zone réactionnelle ?), serait également en faveur d'une mise en place du faciès central dans un faciès périphérique encore suffisamment fluide.

La présence d'une petite enclave tabulaire (surmicacée ?) à cheval sur le contact entre les deux faciès (**Fig. 4**) est en accord avec cela.
<figure><img src="image_6.png" /></figure>

**Remarquer :** les enclaves micro-microgrenues basiques (→) ; le litage magmatique dans la granodiorite (→) et le monzogranite (→) ; le faciès intermédiaire (mélange magmatique incomplet) plus clair, à grain plus gros ( ) ; dans le monzogranite, le liséré plus clair (absence de biotite), centimétrique, au contact entre les deux faciès (bordure réactionnelle?) ; l'enclave surmicacée (?), tabulaire, à cheval sur le contact (→).

<caption>Fig. 4 – Le contact entre le monzogranite (faciès périphérique) et la granodiorite (faciès interne). Nord de la carrière PLO, Saint-Salvy-de-la-Balme.</caption>

Cette observation inédite dans la carrière de Saint-Salvy-de-la-Balme permet donc de confirmer les déductions précédentes quant à la mise en place étagée des faciès granitiques telle quelle apparaît à l'analyse de la carte de P. Isnard (1982). Il semble donc raisonnable d'étendre les conclusions ainsi retenues, concernant cet affleurement restreint, à l'ensemble des contacts entre faciès (voir **Fig. 3**).

La carrière « PLO » présente donc un affleurement-clé, déterminant pour appréhender les modalités de mise en place des faciès granitiques.

Le Sidobre représente par conséquent un massif composite dont les divers faciès – monzogranitiques à granodioritiques – se sont mis en place successivement, de façon centripète, par bouffées magmatiques réitérées, dans un milieu encore visqueux. La granodiorite bleue, identifiée comme étant la dernière venue magmatique, cicatrise donc l'émergence de l'alimentation.

L'édification d'un massif granitique, par apports magmatiques successifs, a été décrite par ailleurs (Petford *et al.*, 2000 ; Vigneresse, 2004 ; Miller, 2008 ; Brown, 2013).
## IV. Géométrie et mise en place du massif : l'apport des méthodes géophysiques

Des méthodes géophysiques ont permis d'apprécier la géométrie de l'intrusion et la structure acquise par le granite (s.l.) au cours de sa mise en place.

**1. Les études gravimétriques (Fig. 5) réalisées (Améglio et al., 1994) permettent de préciser la géométrie de ce petit massif en révélant la profondeur du plancher de l'intrusion.**

Ce massif granitique constitue ainsi une lentille de faible épaisseur [< 3,5 km au SW du massif], enracinée au SW (Fig. 5, coupe A-B), avec au moins une zone

d'alimentation magmatique dans cette partie. La mise en évidence du plancher granitique révèle également l'existence probable d'au moins deux failles normales (N 120°E) sub-perpendiculaires à l'allongement de l'intrusion (Fig. 5, coupe C-D).

**2. L'étude [OPF par analyse d'image et ASM sur biotite] de la fabrique des phases minérales constitutives du granite du Sidobre a été réalisée par Moisy (1993), Darrozes et al. (1994) et Darrozes (1997).**

Cette analyse multi-échelles permet d'appréhender la structure du massif, de l'échelle de l'échantillon à celle de la cartographie.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig. 5 – Carte et profils gravimétriques du Massif du Sidobre (modifiés d'après Améglio et al., 1994).</figcaption></figure>
a. A l'échelle de l'échantillon et de la carrière, les principaux traits marquants de cette étude (Darrozes et al., 1994; Darrozes, 1997) sont énumérés brièvement ci-dessous :

- Les trois minéraux principaux (biotite, plagioclases et quartz ; Fig. 6) sont organisés selon une même fabrique – magmatique – conforme à celle déterminée par l'Anisotropie de Susceptibilité Magnétique (ASM) sur biotite. Autrement dit, la fabrique magnétique est révélatrice de la fabrique magmatique de la roche (> foliation et linéation magmatiques).

- Les feldspaths alcalins (Fig. 6) s'organisent selon deux sous-fabriques :

- La fabrique des méga-cristaux (MFK) est conforme à celle déterminée par l'ASM. Localement, de petits

couloirs de déformation ductile, fonctionnant en failles normales, modifient la fabrique des MFK qui sont alors réorientés selon les plans de cisaillement magmatique tardifs (Darrozes, 1997 ; fig. 62, p. 107).

- Les feldspaths alcalins interstitiels (Fk inter) s'organisent en filets sub-perpendiculaires aux autres phases minérales, c'est à dire à la foliation et à la linéation magmatiques déterminées par ASM.

Cette sous-fabrique des Fk inter résulterait de la migration des derniers liquides magmatiques cristallisant dans des micro-fentes de tension (comportement fragile du granite).

La figure suivante (Fig. 6) synthétise l'ensemble de ces résultats.

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Fig. 6 – Cristallisations des phases minérales et structures magmatiques (d'après Darrozes, 1997, fig. 35, p. 78 ; modifiée).</figcaption></figure>

b. À l'échelle cartographique, la structuration du magma monzo-granodioritique (Isnard, 1982), à la fin de sa mise en place, est révélée par la cartographie des structures magnétiques [anisotropie de la susceptibilité magnétique, 110 sites] soulignées par l'orientation plano-linéaire des biotites magmatiques (Moisy, 1993; Darrozes et al., 1994; Darrozes, 1997). Les cartes des linéations et foliation magnétiques

(Fig. 7) traduisent ainsi la cartographie des structures plano-linéaires acquises lors des derniers écoulements magmatiques et figées au cours du refroidissement.

Les principaux enseignements de ces cartes sont commentés ci-dessous.

**b1. Les linéations magnétiques / magmatiques** (Fig. 7, A) s'orientent très nettement selon un axe
<figure><img src="image_9.png" /></figure>

Fig. 7 – La structuration plano-linéaire du massif du Sidobre (d’après les cartes, modifiées, de : Isnard, 1982 ; Améglio *et al.*, 1994 ; Darrozes *et al.*, 1994).

NNE oblique à l'allongement du massif. Elles s'infléchissent et tendent à devenir parallèles à sa limite cartographique, notamment sur la bordure nord. Sur le bord sud du massif, ces linéations convergent en une zone étroite pouvant correspondre à l'émergence, à l'affleurement, de venues magmatiques (Fig. 5, coupe A-D et Fig. 7, A).

Cette zone de convergence des linéations est ainsi en accord avec la zone d'arrivée magmatique en surface identifiée ci-dessus.

Cette structuration linéaire révèle l'écoulement / l'étirement de la matière selon une direction orthogonale :

* aux filons aplo-pegmatitiques [N93°, 70° N ; (Darrozes *et al.*, 1994 ; Darrozes, 1997)] cartographiés au sein de ce massif par A. Borrel (1978).

* aux petites failles magmatiques, ductiles, ainsi qu'aux micro-fentes de tension (Fig. 6) identifiées par Darrozes (1997).

**b2. Les foliations magnétiques / magmatiques (Fig. 7, B)** s'organisent en une coupole convexe selon un axe de zone NNE, très proche du précédent.

Cette coupole serait liée à un serrage, selon une direction WNW-ESE, et aurait ainsi canalisé l'écoulement magmatique selon une direction subméridienne (Moisy, 1993).

Notons, au passage, que les trajectoires des linéations et foliations semblent indépendantes des limites cartographiques (Isnard, 1982) entre les faciès granitiques périphériques (monzogranites) et centraux (granodiorites). Cela est en faveur d'une mise en place successive, mais rapprochée, des divers faciès magmatiques dans un milieu suffisamment plastique (fabriques magmatiques similaires).

**c.** Ces données ont conduit à l'élaboration d'un modèle (Fig. 8) de mise en place dans un contexte de décrochement dextre, selon une direction NE-SW (Moisy, 1993 ; Darrozes *et al.*, 1994 ; Darrozes, 1997) qui aurait également contrôlé la mise en place, plus tardive, des minéralisations du gîte filonien de Saint-Salvy-de-la-Balme, au SW du pluton (Cassard *et al.*, 1993 ; Moisy, 1993).

- Pour M. Moisy (1993), le magma s'est mis en place à la faveur d'une zone de relais distensif entre deux fractures dextres [type **P**] en échelon sur une
<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Fig. 8 – Proposition d’un modèle de mise en place (voir texte).</figcaption></figure>

discontinuité crustale NE-SW non visible (Fig. 8, A).

- Les travaux de Darrozes (1997) mettent l'accent sur l'existence d'un continuum de déformation rendant compte :

. de la structure en coupole (NNE-SSW), avec écoulement/étirement du magma selon une direction sub-méridienne ; comme en témoignent les petites failles normales magmatiques ductiles mises en évidence (Fig. 6), probablement homothétiques des failles normales « gravimétriques » (Fig. 5) qui

accidentent le plancher du réservoir (Darrozes, 1997, p. 134).

. des micro-fentes de tensions (Darrozes, 1997) et des filons aplo-pegmatitiques (Borrel, 1978) (Fig. 6), drainant les derniers liquides magmatiques.

Cela traduit donc la mise en place du magma dans un contexte tectonique extensif, selon un axe NNE-SSW, les structures magmatiques alors acquises enregistrant ainsi la variation de comportement rhéologique du magma au cours de son refroidissement
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Fig. 9 – Le site de mise en place du granite du Sidobre.</figcaption></figure>

[franchissement de la transition ductile-fragile]
(Cassard et al., 1993 ; Moisy, 1993 ; Darrozes, 1997).

Il est à noter que des venues magmatiques filoniennes
[microgranites (Pl. 2 ; ph. 4); aplo-pegmatites (Pl. 2 ;
ph. 5)] ont également été observées en bordure du
massif, dans l'auréole de métamorphisme de contact
(Thiébaut & Escande, 1949, 1950, 1953) mais
également dans la mine de Saint-Salvy-de-la-Balme
où ces corps induisent des contrastes rhéologiques
déterminants dans la genèse de la minéralisation
(Cassard et al., 1993 ; Moisy, 1993).

Il est important de souligner que les directions de
compression et d'extension que l'on peut reconstituer
à partir des éléments structuraux du massif [faille
normale du plancher granitique (Fig. 8 B, n° 1) ; axe de
la coupole (Fig. 8 B, n° 2) et filon aplo-pegmatitique
(Fig. 8 B, n° 3)] sont en bon accord avec celles qui
ont été déterminées dans la mine de Saint-Salvy-de-
la-Balme (Fig. 8 B) [σ1 : N 102° E, 10° W – σ3 : N 7°
E, 23° S (Cassard & Gros, 1989)].

Remarquons également que les directions des
contraintes maximale et minimale déduites de
l'orientation moyenne des filons aplo-pegmatitiques
(Fig. 8 B, n° 3) sembleraient indiquer une rotation
anti-horaire des contraintes ; leur mise en place étant
tardive dans l'histoire du massif du Sidobre.

Une telle variation des directions des contraintes
compressives a aussi été retrouvée dans l'Albiginois
(Guérangé-Lozes, 1987 ; Guérangé-Lozes & Burg,
1990) pour la limite Westphalo-Stéphanien.

Le Sidobre est donc un massif de faible épaisseur (laccolithe), monzo-granodioritique, dont la mise en place supra-crustale, fini-carbonifère, est induite par un couloir de cisaillement dextre orienté NE-SW.

Le site de l'intrusion apparaît ainsi comme une
zone locale de basse pression, de type « pull-
apart », ménagée dans une zone relais entre deux
fractures en échelon (Fig. 9).

Cette orientation rappelle celle des fractures
crustales Cambro-Ordovicien inférieur [paléo-
rides volcaniques] qui auraient initié les grands
plis précoces [D1] de l'Albiginois (Guérangé-Lozes,
1987 ; Guérangé-Lozes & Burg, 1990).

Il est probable que la croissance du massif, par
injections magmatiques successives, a été favorisée
par l'ouverture de discontinuités structurales,
telles que les plans de clivage régional et les plans
d'écaillage (Fig. 2) - sub-parallèles au contact - ces
venues magmatiques espacées étant susceptibles
de modifier le champs de contraintes régional
(Vigneresse et al., 1999).
## IV. Conclusions

Les **observations inédites** réalisées au Nord de la carrière PLO (Saint-Salvy-de-la-Balme), où un contact entre le monzogranite et la granodiorite bleue est visible, ainsi qu'une étude approfondie des données préexistantes, permettent d'enrichir la connaissance de l'histoire géologique du massif monzo-granodioritique du Sidobre, dont la mise en place marque la limite Pennsylvanien moyen/supérieur [transition Westphalien/Stéphanien].

Les conclusions résultant de ces **nouvelles observations**, bien que localisées et ne concernant qu'un seul contact, peuvent raisonnablement être étendues aux autres faciès magmatiques en ce qu'elles corroborent les déductions issues de la cartographie (Fig. 3) établies par P. Isnard (1982) ainsi que des études de fabriques (Fig. 7) réalisées par Moisy (1993), Darrozes (1997) et Darrozes *et al*. (1994).

Le massif composite du Sidobre est un laccolithe de faible épaisseur [ca. 4 km.] mis en place, à la faveur d'un cisaillement dextre selon une direction NE-SW qui a ménagé, dans la partie supérieure de la croûte, une zone localement en distension.

Les divers faciès qui le constituent témoignent d'une croissance rapide du massif, réalisée par bouffées magmatiques distinctes, répétées, les faciès centraux [granodiorites] s'injectant dans les faciès plus périphériques [monzogranites] encore assez fluides.

La mise en place syntectonique, à faible profondeur [5-10 km.], a probablement été facilitée par l'ouverture

de discontinuités préexistantes [plans de clivage régional et d'écaillage], faiblement inclinées vers le NW, conférant ainsi à ce petit massif son aspect tabulaire.

D'un point de vue pétrogénétique, s'il semble raisonnable d'admettre qu'une injection de matériaux mantelligues basiques – dont témoignent p.p. les enclaves microgrenues tonalitiques – à la base de la croûte ait provoqué sa fusion anatectique (Isnard, 1982) ; les processus magmatiques à l'origine des divers faciès constituant ce laccolithe demeurent encore à établir précisément.

Parmi les questions qui restent également en suspend, nous pouvons retenir d'ores et déjà :

* En direction de Castres, le massif du Sidobre s'ennoie très rapidement sous sa couverture tertiaire [Éocène] : ce massif se prolongerait t'il vers le SW (voir carte Fig. 5) ?

* Les pulsations magmatiques identifiées, à l'origine de la construction du massif par incréments successifs, sont elles à relier à un éventuel fonctionnement discontinu du couloir de cisaillement dextre NE-SW ?

* Y a-t-il une corrélation entre le contexte tectonique / magmatique de ce couloir dextre et celui ayant présidé, au cours du Carbonifère, à l'exhumation de la Zone Axiale proche telle que la conçoivent Franke *et al*. (2010) ; c'est à dire une zone de cisaillement dextre ENE-WSW, d'échelle crustale ?

**Remerciements.** A Mr Ph. PLO, ainsi qu'aux Établissements PLO de Saint-Salvy-de-la-Balme, pour l'accès à l'exploitation. A MM Ph. Fauré, B. Guibbert et J.-P. Paris, ainsi qu'au Muséum d'Histoire Naturel de Gaillac, pour l'accès à certains documents. A C. Majesté-Menjoulas pour sa relecture critique du manuscrit et à MM. C. Coste, Ph. Fauré et J.-P. Paris pour leurs suggestions.

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soumis le 24 mai 2016

accepté le 14 juin 2016

Publié en ligne (pdf) le 23 juin 2016

## Planche 1

**Ph. 1** – Le contact granite-cornéennes avec interprétation. Route de Vabre.

Remarquer : dans le monzogranite, le liseré centimétrique, plus clair (bordure figée ?) au contact ; l'intrusion du granite dans les cornéennes (a), selon des plans perpendiculaires au contact, puis en suivant le plan de clivage ; les enclaves de cornéennes dans le monzogranite (b) ; les filonnets centimétriques granitiques/ aplitiques, parallèles à ce contact et au plan de clivage, dans les cornéennes (c).

**Ph. 2** - Enclave microgrenue sombre. Carrière PLO.

**Ph. 3** - Double enclave, granodioritique (flèche 1) et microgrenue sombre (flèches 2). Carrière PLO.
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## Planche 2

**Ph. 4** – Filon microgranitique de Rolland. Route de Vabre.

À noter, les nombreuses diaclases verticales (flèche), consécutives au refroidissement, perpendiculaires aux épontes du sill.

**Ph. 5** – Filon aplo-pegmatitique (5A) avec interprétation (5B). Route du Saut de la Truite (les encadrés rouges correspondent aux photos de détail 5C et 5D). A noter :

- 5C, les cristaux plus développés de la bordure pegmatitique supérieure ; la zonation de la partie aplitique inférieure soulignée par des lits de grenats ;

- 5D, l'étranglement du filon (boudinage), avec fente de tension (quartz, en bleu), lié à son étirement au cours d'un cisaillement senestre (transition ductile-fragile ?).
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