# Les Orthogneiss de la Zone Axiale de la Montagne Noire
(Sud du Massif Central, France)
## Analyse et synthèse des données bibliographiques
### Conséquences lithostratigraphiques et structurales

Jacques MAGONTIER

Résumé

Une analyse exhaustive des données bibliographiques relatives aux divers orthogneiss de la Zone Axiale de la Montagne Noire impose une nouvelle interprétation qui conduit à les considérer comme des faciès mylonitiques juxtaposés. Au bas de la colonne lithostratigraphique méta-sédimentaire édiacarienne (groupe de St Pons-Cabardès / La Salvetat), les gneiss de Cammazes-Plaisances, de l'Orbiel et de Murat-Rouvial, jusqu'ici interprétés comme des méta-volcanites ± remaniées, sont en réalité des méta-granitoïdes intrusifs au cours de la transition Édiacarien-Cambrien.

Les faciès des orthogneiss du Somail-Nore, dont le protolithe granitique est daté de l'Ordovicien supérieur, constituent une série mylonitique ayant pour terme ultime les gneiss fins plagioclasiques ayant livré des monazites datées aussi de la fin de l'Ordovicien. La répartition cartographique de ces orthogneiss évoque l'existence d'une méga-zone de cisaillement ductile, précoce, à l'échelle de la Zone Axiale. La présence de protolithes mafiques éclogitisés, fini-ordoviciens, enclavés au sein des orthogneiss du Somail-Nore suggère l'existence d'un métamorphisme de HP au sein même de ces méta-granites.

**Mots-clés** : Orthogneiss, mylonites, éclogites, Zone Axiale, Montagne Noire, Massif Central, France.

**Orthogneisses of the Axial Zone of the Montagne Noire (Southern Massif Central, France). Analysis and synthesis of bibliographic data. Lithostratigraphic and structural consequences.**

Abstract

The Montagne Noire gneiss–migmatite dome is located in the southern edge of the French Massif Central, a small part of the French variscan orogen. It comprises a high-grade gneissic core wrapped by mainly low-grade metasediments (St Pons-Cabardes / La Salvetat group). This gneissic core is composed of migmatites, augen and striped ordovician orthogneisses (Somail-Nore group) with some fine-grained plagioclasic gneissic intercalations. Some of these continuous strips contain scarce mafic protoliths eclogitized lenses and amphibolitic rocks derived from retrogressed eclogites.

A thorough analysis of the bibliographic data relating to the various orthogneisses of the Axial Zone of the Montagne Noire imposes a new interpretation that leads to consider them as juxtaposed mylonitic facies.

In the lower part of the ediacarian meta-sedimentary lithostratigraphic column (St Pons-Cabardes / La Salvetat group) the Cammazes-Plaisances, the Orbiel and Murat-Rouvial felsic orthogneisses, hitherto interpreted as meta-volcanosedimentary formations interbedded in the St Pons-Cabardes / La Salvetat group are in fact intrusive metagranitoids during the Ediacarian-Cambrian boundary interval.

The facies of the Somail-Nore orthogneisses, whose granitic protolith is dated to the late Ordovician, constitute a noteworthy mylonitic serie having for as ultimate term the fine-grained plagioclasic gneisses latterly dated to the end of Ordovician. The cartographic distribution of these orthogneisses evokes the existence of an early wide ductile shear zone at the scale of the entire Axial Zone of the Montagne Noire. The occurence of uncommon mafic protoliths eclogitized lenses, recently dated from the upper Ordovician and enclosed within the Somail-Nore orthogneisses, suggests the existence of HP metamorphism within these metagranites.

**Keywords** : Orthogneisses, mylonites, eclogites, Axiale Zone, Montagne Noire, French Massif Central, France.
# 1. Introduction

La Montagne Noire constitue, au sud du Massif Central, un vestige de la branche méridionale de la chaîne hercynienne française ; elle-même représentant un petit segment d'un très vaste ensemble orogénique structuré au cours du Paléozoïque supérieur.

Depuis la fin du XIXᵉ siècle (Bergeron, 1889) on distingue trois ensembles structuraux (Fig. 1) :

- **La zone axiale** : Elle constitue l'ossature centrale de la Montagne Noire. Ses terrains présentent un métamorphisme de Haute Température-Basse Pression (HT/BP) jusqu'au grade de l'anatexie (par ex. : Gèze, 1949 ; Bogdanoff, 1968 ; Bard & Rambeloson, 1973 ; Demange & Gattoni, 1978 ; Demange, 1982 ; Ourzik et al., 1992 ; Demange, 1998...). Quelques rares témoins relictuels d'un métamorphisme antérieur de Moyenne à Haute Pression (MP/HP) [disthène, éclogites ± rétromorphosées] sont à remarquer (Cohen, 1975 ; Bouchardon et al., 1979 ; Demange, 1985 ;... Hamelin et al., 2022).

En situation centrale par rapport à l'édifice de la Montagne Noire, la Zone Axiale sépare deux versants par l'intermédiaire d'accidents cassants tardihercyniens, ayant joué en décrochements dextres, reprenant localement le contact de base des nappes en ce qui concerne le versant sud : failles des Monts de Lacaune, de Mazamet-Tantajo (Ellenberger & Santarelli, 1974 ; Demange, 1982 ; Demange & Jamet, 1986 ; Demange, 1998) (Fig. 1). A noter que ces accidents ont rejoué ultérieurement en failles inverses pyrénéennes (Gèze, 1949...).

- **Le versant méridional** dont les terrains d'âge cambrien à serpukhovien (avec lacune pp. de l'Ordovicien moyen au Silurien (Quémart et al., 1993), peu ou pas métamorphisés, de longue date célèbres pour leurs faunes (Álvaro & Vizcaïno, 2001), sont impliqués dans des nappes en grands plis couchés, pluri-kilométriques, mis en place de façon synsédimentaire vers le sud au Viséen final-Serpukhovien (Arthaud et al., 1966 ; Engel et al., 1978 ; Engel et al., 1980-1981 ; Feist & Galtier, 1985 ; Pille, 2008 ; Vachard et al., 2017 ; Álvaro et al., 2020);

- **Le versant septentrional**, faiblement métamorphisé, où les terrains d'âge édiacarien final à silurien, souvent azoïques, ont été structurés en nappes et écailles à vergence globalement vers le sud au cours d'un événement tectono-métamorphique polyphasé fini-Dévonien / Viséen (Guérangé-Lozes, 1987 ; Guérangé-Lozes & Burg, 1990 ; Álvaro et al., 2014 ;

Clausen & Alvaro, 2004 ; Pouclet et al., 2016 ; Padel et al., 2017 ; Couzinié & Laurent, 2021).

Les unités tectoniques de ces deux versants représentent la partie supérieure d'une importante structure crustale ayant pour infrastructure la Zone Axiale fortement métamorphique.

# 2. Présentation de la Zone Axiale.

## 2.1. Une structure en dômes à l'échelle cartographique.

Véritable épine dorsale de la Montagne Noire, la Zone Axiale constitue un dôme métamorphique migmatitique composite (Fig. 1), d'orientation E.NE.-W.SW., dont la formation et la mise en place progressive à partir du Viséen supérieur (Gèze, 1949 ; Schuiling, 1960 ; Cassard et al., 1993 ; Demange, 1998, 1999 ; Schranzhofer, 1999 ; Charles et al., 2009 ; Faure et al., 2010 ; Franke et al., 2011 ; Faure et al., 2014...) est accompagnée par celle de granitoïdes anatectiques ou post-migmatitiques d'âge carbonifère supérieur (par ex. : Debat & Vidal, 1981 ; Matte et al., 1998 ; Bé-Mézème, 2005 ; Faure et al., 2010 ; Poilvet et al., 2011 ; Roger et al., 2015 ; Roger et al., 2020) (Fig. 10 et Annexes : Tabl 1).

L'âge de la migmatisation est controversé, certains auteurs estimant qu'elle ne débute pas avant le Moscovien [315 Ma.] (Roger et al., 2015 ; Whitney et al. ; 2015 ; 2020 ; Trap et al., 2017 ; Hamelin et al., 2022).

La formation de cette structure complexe, d'échelle crustale, est associée à l'extension et à l'effondrement fini-carbonifères de la chaîne varisque (par ex. : Van Den Driessche & Brun, 1991-1992 ; Echtler & Malavieille, 1990 ; Faure, 1995 ; Aerden, 1998 ; Vanderhaeghe et al., 2020).

La cartographie (Bogdanoff et al., 1982 ; Alabouvette et al., 1993 ; Demange et al., 1996 ; Demange et al., 1997 ; Demange, 2008 ; Guérangé-Lozes et al., 2013) des plans composites de foliations/schistostités (Fig. 1) révèle l'architecture de cette structure en deux dômes principaux. On distingue ainsi :

- le **dôme orthogneissique du Cabardès**, situé à l'extrémité SW de la Zone Axiale, largement ennoyé sous son recouvrement tertiaire;

- le **dôme orthogneissique et migmatitique de l'Agout-Nore**, qui arme la quasi-totalité de cette Zone Axiale. La **faille de Mazamet-Tantajo** (Demange & Jamet, 1986) découpe ce dernier en deux massifs séparés par le **sillon tertiaire du Thoré** : le Massif de
<figure><img src="image_1.png" /><figcaption>**Fig. 1** – Carte géologique de la Montagne Noire.</figcaption></figure>

Nore, au SW de cet accident ; le Massif de l'Agout, au NE (Fig. 1).

Ce dôme, constitué d'orthogneiss et de migmatites, est ceinturé par des formations méta-sédimentaires et méta-volcaniques présumées. Il présente une géométrie complexe sous la forme de deux structures principales antiformes de direction ENE-WSW (Fig. 1) (Gèze, 1949 ; Schuiling, 1960 ; Demange, 1975 ; Bard & Loueyit, 1978 ; Demange, 1982, 1998) :

- l'antiforme **Nore-Somail-Caroux**, au S.-SE. ;

- l'antiforme **Forêt de Montaud-Laouzas-Espinouse**, au N.-NW.

Ces deux dômes, sub-parallèles, sont séparés par la **synforme de Rosis** (Gèze, 1949 ; Schuiling, 1960 ; Ellenberger, 1967 ; Bard & Loueyit, 1978 ;

Demange, 1982 ; Bogdanoff et al., 1982 ; Bogdanoff et al., 1984 ; Demange, 1998) (Fig. 1), structure complexe (Schranzhofer, 1999) que l'on retrouve, vers le SW., au delà du sillon tertiaire du Thoré.

> *De nombreux modèles ont été proposés afin de rendre compte de la structure, de la mise en place et de l'évolution de la Zone Axiale en prenant en considération l'histoire géologique des versants nord et sud de la Montagne Noire.*

Leur présentation étant bien au-delà du propos de cette Note, le lecteur intéressé pourra consulter avec profits, par exemples, les travaux des Écoles de Montpellier (Arthaud et al., 1966 ; Bard & Loueyit, 1978 ; Beaud, 1985 ; Maluski et al., 1991 ; Echtler & Malavieille, 1990 ; Aerden, 1998 ; Malavieille, 2010 ;
Roger et al., 2015 ; Roger et al., 2020...), *Orléans* (Charles et al., 2009 ; Faure et al., 2014...), *Besançon* (Rabin et al., 2015 ; Trap et al., 2017...), *Toulouse* (Debat et al., 1971 ; Debat & Vidal, 1981 ; Soula et al., 2001 ; Chardon et al., 2020...), *Rennes* (Van Den Driessche & Brun, 1991-1992 ; Brun & Van Den Driessche, 1994 ; Poujol et al., 2017...), ceux des *Mines de Paris* (Demange, 1975, 1982, 1985, 1998, 1999...) ou de son *Université Pierre et Marie Curie* (Schranzhofer, 1999) ; sans oublier l'apport de l'École allemande (Franke et al., 2011...) et des modélisations des l'Écoles australienne et américaine (Rey et al., 2011). L'extrême diversité des modèles suggérés témoigne de la grande complexité de la Montagne Noire.

## 2.2. Lithostratigraphie de la Zone Axiale

Deux groupes lithologiques principaux constituent la pile lithostratigraphique de la Zone Axiale affectée par la migmatisation fini-carbonifère :

- le **groupe néoprotérozoïque de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat**, d'origine sédimentaire à volcano-sédimentaire présumée ;

- le **groupe du Somail-Nore**, orthogneiss correspondant à des méta-granitoïdes ordoviciens intrusifs dans le groupe précédent.

Au cours de cette Note, nous nous intéresserons aux méta-granites reconnus constituant le groupe du Somail-Nore et aux méta-volcanites quartzofeldspathiques présumées, interstratifiées dans le groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat. Leur filiation magmatique originelle, c'est à dire la nature orthodérivée de ces formations, implique l'usage du terme **orthogneiss** pour les qualifier.

### 2.2.1. Le groupe néoprotérozoïque de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat (Fig. 2)

Ce groupe est de nature essentiellement méta-sédimentaire, avec intercalations de méta-volcanites présumées, plus ou moins remaniées. Dans le centre du Massif de l'Agout, il est représenté par le **sous-groupe de La Salvetat** et dans le flanc sud de la Zone Axiale par la superposition des **sous-groupes de Saint Pons** et du **Cabardès** (Demange, 1975, 1982, 2008 ; Alabouvette et al., 1993 ; Berger et al., 1993 ; Demange et al., 1995 ; Demange et al., 1997 ; Guérangé-Lozes et al., 2013) (Fig. 2).

Sur le flanc sud de la Zone Axiale, le groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat est surmonté en discordance cartographique par le **groupe détritique grossier du Roc Suzadou** attribué à l'Ordovicien

supérieur et/ou au Silurien (Berger et al., 1993 ; Alabouvette et al., 1993).

### 2.2.2. Le groupe orthogneissique du Somail-Nore (Fig. 2)

Ce groupe est un ensemble d'orthogneiss, d'origine granitique (Mergoil-Daniel, 1971 in Demange, 1975) à granodioritique (Bard & Loueyit, 1978 ; Debat & Vidal, 1981 ; Debat et al., 1979 ; Demange, 1982 ; Demange et al., 1995 ; Demange, 2008), dont les faciès forment une série continue entre des faciès œillés, les **Gneiss d'Héric** [type Laplanésié-Héric (Bard & Loueyit, 1978)], et des faciès rubanés non œillés, les **Gneiss du Larn**. Des faciès intermédiaires dits « **Gneiss à yeux sporadiques** » assurent la transition entre ces deux termes extrêmes (Demange, 1975, 1982 ; Bogdanoff et al., 1984 ; Demange et al., 1995...).

Ce groupe a longtemps été interprété comme un socle précambrien, sur lequel reposerait le groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat (Demange, 1975, 1982, 1998 ; Demange & Perrin, 1978 ; Alabouvette et al., 1993...), l'ensemble étant alors impliqué dans de grands plis couchés - à coeur orthogneissique - de type nappe pennique (Demange, 1975, 1998 ; Demange & Perrin, 1978).

Les données géochronologiques (Fig. 2 et Annexes : **Tabl. 3**) attribuent actuellement au protolithe granitique un âge ordovicien supérieur (Fig. 11) (Roger et al., 2004 ; Cocherie et al., 2005 ; Blatt et al., 2005 in Franke et al., 2011 ; Pitra et al., 2012 ; Trap et al., 2017). Cela confirme le caractère intrusif de ces méta-granites au sein du groupe méta-sédimentaire néoprotérozoïque de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat (Bard & Loueyit, 1978 ; Debat et al., 1979 ; Debat & Vidal, 1981).

## 3. Les orthogneiss de la Zone Axiale

### 3.1. Les orthogneiss du groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat (Figs. 2 & 3).

A sa partie supérieure, le groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat est coiffé par des méta-volcanites dacitiques (**tufs de Sériès**) datées à **545 ± 15 Ma**. (Lescuyer & Cocherie, 1992) ; ces dernières étant ainsi sub-contemporaines des **tufs rhyolitiques de Rivernous** [Blaviérites (Bergeron, 1889) ; tufs de La Rode-Basse (Guérangé-Lozes et al., 1991)], affleurant sur le versant nord de la Montagne Noire (Álvaro et al., 2014 ; Pouclet et al., 2017 ; Padel et al., 2017), dont les zircons ont livré des âges [**542.5 ± 1 Ma.** et
<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>**Fig. 2** – Lithostratigraphie et géochronologie de la Zone Axiale.</figcaption></figure>

537.1 ± 2.5 Ma.] à cheval sur la limite Ediacarien-Cambrien [541.0 ± 1.0 Ma. (Cohen *et al.*, 2013)].

A sa partie inférieure, le groupe néoprotérozoïque de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat expose des formations orthogneissiques, structuralement complexes (alternances rythmiques oeillées / non-oeillées), longtemps interprétées - non sans ambiguïté - comme étant originellement des volcanites acides, plus ou moins remaniées, associées à des roches basiques : Gneiss des Cammazes-Plaisance ; Gneiss de Murat [gneiss du Roc de la

Mathe-Nages et du Devès de Félines (Bard & Loueyit, 1978 ; Bard, 1979)] ; Gneiss de l'Orbiel ; Gneiss de Rouvial (Debat *et al.*, 1971 ; Demange, 1975 ; Bard & Loueyit, 1978 ; Reille, 1978 ; Bard, 1979 ; Debat & Vidal, 1981 ; Demange, 1982 ; Alabouvette *et al.*, 1993 ; Demange *et al.*, 1995 ; Demange *et al.*, 1997 ; Guérangé-Lozes *et al.*, 2013).

Quelques datations sont à ce jour disponibles concernant ces formations orthogneissiques, qui toutes les placent autour du passage entre l'Ediacarien et le Cambrien inférieur (Figs. 2 & 3) :
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>**Fig. 3** – Cartographie des orthogneiss de la Zone Axiale.</figcaption></figure>

- Orthogneiss des Cammazes-Plaisance : **550 ± 5 Ma.** (Cocherie, 2010 *in Guérangé-Lozes et al.*, 2013) ; **532 ± 13 Ma.** (Ducrot *et al.*, 1979) ;

- Orthogneiss de Murat : **527 ± 15 Ma.** (Hamet, 1975 *in Demange et al.*, 1995).

Les descriptions pétrographiques de ces complexes orthogneissiques ont été amplement évoquées (Bard, 1978 ; Bard & Loueyit, 1978 ; Debat & Vidal, 1981 ; Demange, 1982 ; Bogdanoff et al., 1984 ; Alabouvette et al., 1993 ; Demange et al., 1995 ; Guérangé-Lozes et al., 2013...). Il convient, toutefois, d'attirer l'attention sur leur aspect à l'affleurement qui a conduit à leur attribuer une origine volcanodétritique. Tous les auteurs ayant étudié en détails ces orthogneiss quartzo-feldspathiques - présentant une composition minéralogique et chimique proche de celle de roches magmatiques acides - en ont souligné les caractéristiques suivantes :

- organisation en bancs métriques à décimétriques, d'aspect stratoïde, avec alternances de lithologies différenciées (faciès oeillés à yeux feldspathiques nombreux ou bien dispersés, à ocelles feldspathiques, faciès leptynitiques à grain fin ou à gros yeux feldspathiques hétérogranulaires, faciès clairs ou plus sombres....);

- présence de niveaux de gneiss fins plagioclasiques, riches en micas, voire de micaschistes ;

- orthoamphibolites en bancs métriques ou en lentilles minces ;

- présence de faciès de type plutonique ou hypovolcanique, interprétés comme des sills.

L'hypothèse, avancée par certains auteurs cités ci-dessus, selon laquelle ces formations gneissiques souvent d'apparence stratifiée, pourrait être issues d'un protolithe granitique préexistant, créée une ambiguïté pour leur attribuer p.p. une origine volcanique.

La localisation de ces orthogneiss, ainsi datés de l'Ediacarien final - début du Cambrien (Cohen et al., 2013), à la base de la puissante colonne lithostratigraphique du groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat (Fig. 2) - surmontée par les tufs de Sériès datés également de la limite Ediacarien-Cambrien - ainsi que leurs corrélations comme un même complexe orthogneissique (Demange, 1982 ; Demange et al., 1995 ; Guérangé-Lozes et al., 2013), excluent donc l'origine volcano-sédimentaire souvent évoquée pour ces formations, sauf à remettre profondément en cause la lithostratigraphie élaborée
depuis plusielles décennies dans la Zone Axiale. Elles représentent plutôt d'anciens corps plutoniques acides (laccolithes ?), probablement composites, mis en place à la fin du Néoprotérozoïque et déformés plastiquement au cours de l'orogenèse hercynienne. Une telle interprétation est en accord avec les conclusions retenues notamment par Debat *et al.* (1971), Bard & Loueyit (1978), Ducrot *et al.* (1979), Bard (1979) et Debat & Vidal (1981).

Leurs faciès exposés à l'affleurement (aspect « stratifié », alternances rythmiques de faciès de « granulométrie différente » ...) peuvent être interprétés comme des faciès mylonitiques [→ série ou séquence mylonitique s.l. (Higgins, 1971 ; Sibson, 1977 ; Wise *et al.*, 1984 ; Crévola *et al.*, 1983 ; Crévola, 1987 ; Magontier, 1988 ; Passchier & Trouw, 2005,...)] traduisant et figeant, une intensité variable de la déformation plastique du protolithe initial et non une origine volcanodétritique. Ces orthogneiss correspondent ainsi à des faciès tectoniques juxtaposés plus ou moins évolués, cicatrisant des zones de cisaillement ductile (Fig. 4) (voir par ex. Passchier & Trouw, 2005 ; Fossen, 2016...).

Dans le versant nord de la Montagne Noire, la mise en place du protolithe granitique de l'orthogneiss de Montredon-Labessonnié, issu de la fusion de roches sédimentaires édiacariennes, vient d'être datée [U-Pb sur zircons] à 544,0 ± 6,2 Ma. (Couzinié & Laurent, 2021) et présente ainsi un âge voisin.

La transition Ediacarien-Cambrien est donc marquée, dans la Montagne Noire, par la mise en place de granitoïdes et l'existence d'un volcanisme acide (activité magmatique V1 du domaine occitan de Pouclet *et al.*, 2017). Le contexte géotectonique de cet événement magmatique serait lié au *rifting* et à l'extension cambro-ordoviciens de la croûte continentale nord-gondwanienne (Bard, 1979 ; Ducrot *et al.*, 1979 ;... Pouclet *et al.*, 2017 ; Vanderhaeghe *et al.*, 2020).

## 3.2. Les orthogneiss du groupe du Somail-Nore (Figs. 2 & 3)

Rappelons que le groupe du Somail-Nore est un ensemble d'orthogneiss quartzo-feldspathiques, d'origine granitique, mis en place à l'Ordovicien supérieur, dont les faciès principaux, intimement imbriqués, constituent une série continue entre des

<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Fig. 4 – Mylonites et zones de cisaillement ductile.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>**Fig. 5** – Imbrication des faciès orthogneissiques de la Zone Axiale (détail).</figcaption></figure>

faciès oeillés - les gneiss d'Héric - et des faciès rubanés non oeillés la plupart du temps - les gneiss du Larn - ; des faciès à yeux sporadiques assurant la transition entre ces deux termes extrêmes (Demange, 1975, 1982 ; Alabouvette et al., 1993 ; Demange et al., 1995...).

A l'extrémité orientale du dôme de l'Espinouse (Figs. 1 & 3) des orthogneiss plus leucocrates (Bogdanoff et al., 1982 ; Bogdanoff et al., 1984 ; Beaud, 1985), d'extension limitée, parfois dénommés **Orthogneiss de St Eutrope** (Pitra et al., 2012 ; Roger et al., 2020), coiffent les orthogneiss décrits ci-dessus selon une disposition en demi-couronne concentrique. Leur protolithe, un granite leucocrate, à également été daté de l'Ordovicien supérieur (Pitra et al., 2012) (Fig. 11 et Annexes : Tabl. 3).

Ce groupe orthodérivé héberge, d'autre part, deux formations lithologiques très particulières en raison des nombreuses interrogations qu'elles suscitent :

- des **gneiss fins plagioclasiques**, en longues bandes continues, souvent d'extension plurikilométrique, peu puissantes (Ellenberger, 1967 ; Bogdanoff, 1971 ; Bogdanoff et al., 1982 ; 1984,... Roger et al., 2020 ; Pitra et al., 2022) ;

- des **éclogites plus ou moins rétromorphosées**, souvent associées à des orthoamphibolites, en

boules, boudins, ou bien en lentilles, dispersés ou parfois en chapelets, décimétriques à métriques, voire décamétriques, imbriqués dans les gneiss plagioclasiques précédents (Cohen, 1975 ; Bogdanoff, 1971 ; Demange & Frignet, 1977 ; Demange, 1982 ; 1985 ; Demange et al., 1995 ; Faure et al., 2010 ; Lotout, 2017 ; Whitney et al., 2020 ; Hamelin et al., 2022).

Après avoir commenté l'origine des faciès orthogneissiques du groupe du Somail-Nore, nous discuterons de ces deux « niveaux » lithologiques très particuliers.

### 3.2.1. Origine des faciès orthogneissiques

Pour Demange (1975) les **orthogneiss oeillés d'Héric** dérivent d'un faciès granitique porphyroïde, les **orthogneiss rubanés de Larn** dérivant pour leur part d'un faciès granitique non porphyroïde.

L'intrication intime de ces deux faciès, observée à l'échelle cartographique (Fig. 5) apparaît défavorable à cette interprétation, eu égard à l'importance de la déformation affectant ces orthogneiss (Beaud, 1985 ; Van Den Driessche & Brun, 1991-1992 ; Schranzhofer, 1999), sauf à envisager la juxtaposition originelle de faciès granitiques porphyroïdes et isogranulaires fins,
sous formes de dykes ou de sills, qui aurait survécu à l'intense déformation varisque.

Ultérieurement, cet auteur conclut (Demange, 1982 ; v1, p. 32) : « il s'agit d'orthogneiss dérivant de granitoïdes grenus, parfois porphyroïdes, par cataclase, blastomylonitisation et recristallisation jusqu'à des textures mosaïques rubanées, les phénocristaux étant plus (faciès oeillés) ou moins préservés. En particulier, il est vraisemblable que tout ou partie des gneiss du Larn dérivent de gneiss oeillés dont les yeux auraient été totalement granulés ». Il poursuit : « ... les **gneiss du Larn** et **gneiss à yeux sporadiques** dérivent, pour l'essentiel, de **gneiss oeillés** par une blastomylonitisation plus intense qui granule totalement les yeux, suivie d'une recristallisation (p. 33) ».

Alabouvette et al. précisent (1993), concernant les **gneiss d'Héric** : « Les déformations tectoniques tendent à détruire ces phénocristaux [yeux de feldspath potassique] par apparition de joints de grain, granulation puis blastomylonitisation, parfois accompagnées d'une albitisation du feldspath potassique ».

A propos des **gneiss de Larn**, Demange et al. (1995) notent : « Tant sur le terrain qu'au microscope, ces gneiss (... quartzo-feldspathiques rubanés (et non lités)... ) apparaissent extrêmement analogues à la matrice des **gneiss d'Héric** dont ils ne diffèrent que par l'absence d'yeux. C'est la déformation synmétamorphique qui est responsable du faciès rubané. Dans quelques cas, la présence de lits millimétriques de feldspath potassique à

texture mosaïque suggère d'anciens phénocristaux granulés... ».

Enfin, dans un projet de notice pour la carte géologique de Mazamet, Demange (2008, inédit) écrit au terme d'une étude géochimique [éléments majeurs] des orthogneiss du Somail-Nore : « les **gneiss du Larn** et les gneiss œillés (faciès **gneiss d'Héric**) ont des compositions chimiques identiques : les **gneiss du Larn** appartiennent à la même suite magmatique que les **gneiss œillés**, et dérivent des même granitoïdes, soit que le granite initial n'ai pas contenu de phénocristaux, soit que les phénocristaux aient été totalement granulés conduisant à des textures rubanées au lieu de textures oeillées (ce que confirme l'étude pétrographique) : les faciès rubanés (**Larn**) et les faciès oeillé (**Héric**) dérivent des mêmes protolithes. Les compositions sont celles de granitoïdes formant une série différenciée depuis des granodiorites (SiO₂ ~ 65,6 %), jusqu'à des granites (SiO₂ ~ 74,5 %), les termes les plus abondants étant des granites monzonitiques (SiO₂ ~ 70-72%) ».

Dans le détail, une analyse plus fine (Fig. 6) montre que ces orthogneiss présentent deux lignées magmatiques (Demange et al., 1995 ; Demange, 2008) :

- Une série légèrement plus ferrifère et plus calcique, située au sud du dôme de Laouzas-Espinouse ;

- Une série plus magnésienne et potassique, plutôt localisée au coeur de ce dôme (Unités profondes de Demange).

Ces deux séries sont identifiées pour les deux faciès principaux des orthogneiss, les faciès oeillé et rubané (Fig. 6) : les caractéristiques chimiques principales de

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig. 6 – Diagramme Fe₂O₃ tot / MgO.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig. 7 – Séquence mylonitique des orthogneiss du Somail-Nore.</figcaption></figure>

ces roches, intimement associées, ne dépendent donc pas de leur aspect macroscopiques (oeillé ou rubané) mais, plus probablement, d'une variabilité initiale du protolithe originel dans son ensemble. En d'autres termes, l'acquisition de la structure macroscopique est postérieure à la mise en place du protolithe : ces deux faciès - Héric et Larn - ne sont donc pas des faciès magmatiques originels.

L'ensemble de ces constatations permet d'interpréter (Fig. 7) les divers faciès orthogneissiques du Somail-Nore, intimement imbriqués, comme une séquence mylonitique (s.l.) tout à fait caractéristique (Higgins, 1971 ; Sibson, 1977 ; Wise et al., 1984 ; Crévola et al., 1983 ; Crévola, 1987 ; Magontier, 1988...).

La description pétrographique des yeux feldspathiques des orthogneiss (Demange, 1982 ; v 2, p.p. 4-7) est tout à fait significative à cet égard (voir, par exemple, Magontier, 1988, p.p. 77-109).

Il est important de noter que la répartition cartographique (Fig. 3) des faciès oeillés (orthogneiss d'Héric) et rubanés (orthogneiss de Larn) suggère l'existence d'un gradient croissant de la déformation, apparemment du S-SE vers le N-NW, à l'échelle de la Zone Axiale.

### 3.2.2. Les gneiss fins plagioclasiques.

Ellenberger (1967) les décrit ainsi : « *Minces bandes (rarement plus de 20 m de puissance) replissées de paragneiss mélanocrates à petits yeux de plagioclases ou de gneiss fins schisteux ...* ».

L'origine et la signification de ces « mystérieuses bandelettes de paragneiss » (Alabouvette et al., 1993), « ... remarquables rubans minces mais continus de roches semblables à divers termes caractéristiques de l'enveloppe... » (Bogdanoff et al., 1984) sont controversées. Trois hypothèses ont été avancées :

1. replis tectoniques des séries para-dérivées [notations cartographiques : Z1/Sa1] de la couverture

dans les orthogneiss considérés comme un socle (Arthaud et al., 1966 ; Ellenberger, 1967 ; Demange, 1975, 1982 ; 1985 ; Beaud, 1985 ; Alabouvette et al., 1993);

2. septa en enclaves d'une ancienne série paragneissique dans les orthogneiss du Somail considérés comme intrusifs (Bard & Loueyit, 1978 ; Alabouvette et al., 1993);

3. zones de cisaillement ductile ultramylonitiques, couloirs mylonitiques (Cohen, 1975 ; Bogdanoff et al., 1984 ; Van Den Driessche & Brun, 1991-1992 ; communication J.M. Quénardel in Alabouvette et al., 1993 ; Schranzhofer, 1999 ; Roger et al., 2020).

Si la première hypothèse est devenue obsolète, en raison de l'âge ordovicien supérieur du protolithe granitique à l'origine du groupe orthogneissique (Fig. 11), la deuxième semble devoir être écartée en raison de la régulière continuité de ce niveau (Alabouvette et al., 1993).

Un argument décisif, en faveur de la troisième hypothèse, réside dans les datations sur monazite [Annexes : Tabl. 4] pratiquées sur ces roches (Roger et al., 2020). En dehors d'âges (Fig. 10 et Annexes : Tabls. 1 & 2) que l'on peut relier aux manifestations fini-carbonifères de l'orogenèse hercynienne (Faure et al., 2010 ; Franke et al., 2011 ; Roger et al., 2015...), ces gneiss fins plagioclasiques ont livré dans le Caroux (Gouffre du Cerisier) des monazites datées à 450.6 ± 5.6 Ma., 445.8 ± 3.8 Ma. et 441.0 ± 2.5 Ma. (Roger et al., 2020).

Ces âges fini-ordoviciens sont maintenant bien documentés dans la Zone Axiale de la Montagne Noire (Fig. 11) en ce qu'ils correspondent à la mise en place du protolithe granitique à l'origine du groupe orthodérivé du Somail-Nore (Roger et al., 2004, 2015 ; Cocherie et al., 2005 ; Pitra et al., 2012).

Notons que ces gneiss fins plagioclasiques semblent prendre de l'extension dans la partie septentrionale du dôme de l'Agout (Fig. 3).
La présence de monazites fini-ordoviciennes, dans ces niveaux précédemment attribués aux termes inférieurs méta-sédimentaires (Alabouvette et al., 1993 ; Demange et al., 1995 ; Guérangé-Lozes et al., 2013) de la colonne lithostratigraphique édiacarienne (Fig. 2), ne peut donc logiquement se concevoir qu’en considérant ces gneiss fins plagioclasiques comme des faciès tectoniques ultramylonitiques issus de la déformation plastique ultime du protolithe granitique ordovicien à l’origine du groupe orthodérivé du Somail-Nore (Fig. 7).

Ces niveaux gneissiques, en minces bandelettes continues essentiellement contenues dans les orthogneiss du Somail-Nore, auparavant attribués à des replis de la couverture méta-sédimentaire édiacarienne, peuvent alors être interprétés comme des cicatrices de zones de cisaillement ductile probablement précoces : elles sont replissées et mises en forme au cours de la formation des dômes de la Zone Axiale (voir Fig. 3 et fig. 2 in Roger et al., 2020).

Une telle interprétation est cohérente avec les conclusions retenues notamment par Schranzhofer (1999) et Roger *et al.* (2020).

### 3.2.3. Les éclogites plus ou moins rétromorphosées en amphibolites

Rares témoignages (Figs. 1 & 3) d'un métamorphisme précoce de haute pression (Cohen, 1975 ; Demange, 1982 ; 1985 ; Lotout, 2017 ; Whitney et al., 2020 ; Hamelin et al., 2022...), les éclogites peu ou prou rétromorphosées en amphibolites de la Zone Axiale apparaissent comme des roches résiduelles totalement étrangères à leur environnement (Cohen, 1975 ; Demange, v1, p. 296, 1982 ; Demange, 1985 ; Pitra et al., 2022), eu égard au faciès métamorphique (BP /HT) de leur hôte orthogneissique (Fig. 12 et Annexes : Tabl. 6).

Ces éclogites sont étroitement associées à d'anciennes roches magmatiques ultrabasiques à basiques (Webstérites, gabbros, pyroxénites, hornblendites,... Demange & Frignet, 1977 ; Demange, 1982 ; 1985) - correspondant parfois à des cumulats ferro-magnésiens ou plagioclasiques - et affleurent dans les bandes de gneiss plagioclasiques ou bien sur leurs bordures.

Les éclogites du Cabardès et les amphibolites affiliées sont les seules à jalonner le contact entre l'ensemble orthogneissique du Somail-Nore et le groupe méta-sédimentaire de St Pons-Cabardès / La

Salvetat (Demange & Léger, 1980 ; Bonnemaison et al., 1980 ; Demange, 1982). Il faut noter que ce contact est interprété comme une zone de cisaillement ductile précoce (Cassard et al., 1993).

L'âge de ce métamorphisme éclogitique [Annexes : Tabl. 5] est fortement controversé (voir les discussions in Lotout, 2017 ; Pitra et al., 2022 ; Hamelin et al., 2022) :

- Un âge minimal à ca. 360 Ma. [Dévonien supérieur] est proposé (Faure et al., 2014 ; Lotout, 2017 ; Pitra et al., 2022) ;

- Pour Whitney et al. (2015 ; 2020) et Hamelin et al. (2022), le métamorphisme éclogitique est sub-contemporain du métamorphisme de BP/HT fini-carbonifère [ca. 315 / 310 Ma.] ; ce qui requiert une exhumation extrêmement rapide de la Zone Axiale. Cela impliquerait aussi l'existence, pratiquement au même moment et au même site, de conditions métamorphiques très différentes (Pitra et al., 2022).

Les protolithes ultramafiques à mafiques à l'origine de ces roches, lithologiquement très variés (Demange et al., 1995 ;... Whitney et al., 2020 ; Hamelin et al., 2022), ont livré [Annexes : Tabl. 5] des âges sur zircon à 446 ± 3.5 Ma. [Ordovicien supérieur ; (Cohen et al., 2013)] (Whitney et al., 2020) et 442.5 ± 3.4 Ma. (Hamelin et al., 2022) [transition Ordovicien-Silurien ; (Cohen et al., 2013)] pour une éclogite préservée du Cabardès.

Ces deux datations ne sont pas sans rappeler celles - de l'Ordovicien supérieur - des protolithes felsiques à l'origine du groupe du Somail-Nore (Fig. 11). Remarquons qu'un âge fini-dévonien, interprété comme datant le protolithe ou bien un stade métamorphique pré-éclogitique, a été évoqué par Whitney et al. (2015).

L'affinité continentale (Whitney et al., 2020 ; Hamelin et al., 2022) ou océanique (Lotout, 2017 ; Pitra et al., 2022) des protolithes éclogitiques paraît être reliée au *rifting* et à l'amincissement plus ou moins développé de la marge continentale nord du Gondwana au Cambro-Ordovicien (Pouclet et al., 2017 ; Vanderhaeghe et al., 2020).

L'éclogitisation des protolithes ultramafiques à mafiques est attribuée :
- à leur enfouissement et au fluage latéral de la croûte profonde vers l'avant pays, en cours d'épaississement, suivis de son exhumation très rapide au Carbonifère supérieur (voir figs. 8 et 9 in Hamelin et al., 2022) ;
<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>**Fig. 8** – Cadre lithostratigraphique Ediacarien-Dévonien inférieur de la Montagne Noire - Zone Axiale, versants nord et sud.</figcaption></figure>

- à la subduction pré-carbonifère de la croûte continentale hyper-étirée, avec portions en cours d'océanisation, suivie de la migration vers le sud des éclogites (éclogites allochtones) résultantes au cours du fluage latéral de la croûte profonde et de son exhumation contemporaine de la migmatisation fini-carbonifère (Lotout, 2017 ; Pitra et al., 2022. Voir aussi Vanderhaeghe et al., 2020) ;

- à une subduction intra-continentale dévono-dinantienne (Faure et al., 2014).

La coexistence de protolithes felsiques (croûte continentale) et ultra-mafiques à mafiques (d'origine crustale et/ou océanique) d'âge similaire [Ordovicien supérieur] pose le problème de l'absence apparente de reliques minérales de HP au sein même de l'ensemble felsique migmatitique, essentiellement le groupe des orthogneiss du Somail-Nore.

L'absence, jusqu'à ce jour, de témoins résiduels de HP reconnus au sein même de cet ensemble felsique migmatitique pourrait trouver son explication dans le caractère métastable - dans un environnement métamorphique de HP - des roches de composition quartzo-feldspathique (Proyer, 2003 ; Petermann et al., 2009 ; Lotout, 2017 ; Hamelin et al., 2022 ...).

D'autre part, les roches acides, plus facilement

déformables que les roches basiques, seraient donc plus susceptibles de voir leur paragenèse minérale antérieure obtérée au cours de leur exhumation ; la déformation favorisant les recristallisations rétromorphiques. L'identification de paragenèse de HP relicuelles nécessiterait la reconnaissance de faciès méta-granitiques peu ou pas déformés (De Hoÿm de Mariem, 2019).

Les boudins, boules et lentilles éclogitiques ne sembleraient donc pas aussi étrangers que cela à leur environnement proche : ils représenteraient les seuls vestiges du métamorphisme précoce de haute pression ayant affecté les formations de la Zone Axiale et permettant ainsi de quantifier les conditions de ce métamorphisme anté-collision continentale (Fig. 12 et Annexes : Tabl. 6).

La localisation et la préservation partielle de ces éclogites pourraient s'explicitier en admettant que leur hôte (les niveaux continus de gneiss fins plagioclasiques, ici considérés comme des zones de cisaillement ductile ultramylonitiques) a absorbé l'essentiel de la déformation.

L'abondance des corps ultrabasiques à basiques amphibolitisés - affleurant sous forme de boules, boudins ou lentilles - localisés au sein des gneiss
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Fig. 9 – Zone de cisaillement ductile hypothétique de la Zone Axiale.</figcaption></figure>

plagioclasiques, suggère que ces éclogites étaient
initialement plus répandues qu’elles ne le sont
actuellement (Demange & Frignet, 1977 ;
Demange, 1982 ; 1985).

4. Conclusions

L'analyse et la réinterprétation des données
issues de la littérature géologique concernant les
orthogneiss (sl.) de la Zone Axiale de la Montagne
Noire mettent en exergue les points suivants :

A - Dans la Zone Axiale de la Montagne Noire, la transition Ediacarien-Cambrien est jalonnée par la mise en place de granitoïdes à la base - actuellement reconnue - de la puissante colonne lithostratigraphique néoprotérozoïque correspondant au groupe de Saint Pons-Cabardès / La Salvetat.

B - Ces méta-granitoïdes - les orthogneiss des Cammazes-Plaisances, de l'Orbiel, de Murat-Rouvial... - sont ici interprétés comme des orthogneiss mylonitiques, c'est à dire présentant des faciès tectoniques juxtaposés plus ou moins évolués, matérialisant l'intensité variable de la déformation plastique du protolithe granitique initial.

Cette interprétation rend compte des divers faciès
rencontrés à l'affleurement, ces orthogneiss ayant
été jusqu'ici déchiffrés en termes de méta-volcanites

plus ou moins remaniées. Leur position au sein
de la colonne lithostratigraphique et les données
géochronogiques disponibles démontrent que cette
précédente attribution est aujourd'hui obsolète,
à moins de remettre profondément en cause la
lithostratigraphie de la Zone Axiale.

C - La mise en place de ces méta-granitoïdes est sub-
contemporaine :

- de l'émission des tufs rhyo-dacitiques de Sériès, qui
coiffent le groupe néoprotérozoïque de Saint Pons-
Cabardès / La Salvetat ;

- de l'émission des méta-rhyolites de Rivernous au
nord-est de la Zone Axiale (Fig. 8) ;

- de l'intrusion du protolithe de l'orthogneiss de Montredon-Labessonnié (544,0 ± 6,2 Ma., Couzinié & Laurent, 2021).

D - Les divers faciès orthogneissiques exposés
dans le groupe du Somail-Nore, dont le protolithe
granitique est daté de l'Ordovicien supérieur, sont ici
interprétés comme constituant une série mylonitique
ayant pour terme ultime (ultra-mylonite) les gneiss
fins plagioclasiques : ces derniers ont fourni des
monazites datées de la fin de l'Ordovicien, ce qui
est incompatible avec leur précédente identification
aux termes inférieurs méta-sédimentaires de la
colonne lithostratigraphique édiacarienne (Fig. 8).
Ces faciès mylonitiques correspondent alors à des
faciès tectoniques, chacun témoignant d'un stade
plus ou moins évolué de la déformation plastique du protolithe granitique (Fig. 4).

**E** - La répartition cartographique (Fig. 3) de ces faciès mylonitiques, dans le dôme de l'Agout-Nore, suggère l'existence d'un gradient croissant de la déformation, apparemment du S-SE vers le N-NW.

La Zone Axiale de la Montagne Noire pourrait alors coïncider avec une méga-zone de cisaillement ductile (Fig. 9), probablement précoce car voutée en antiformes, dont la base se situerait dans la partie nord du dôme de l'Agout.

L'âge, la cinématique et le contexte structural liés à la mise en place de cette méga-structure sont inconnus. Il serait toutefois tentant de la relier au fluage latéral de la croûte profonde, partiellement fondue, accompagnant l'effondrement de la chaîne varisque au cours du Carbonifère (par ex. : Vanderhaeghe et al., 2020).

**F** - Les éclogites en boudins, et les amphibolites affiliées, jalonnent des zones de cisaillement ductile matérialisées par les orthogneiss fins plagioclasiques. Les données géochronologiques disponibles montrent que la mise en place des protolithes à l'origine de ces roches résiduelles - témoignant d'un métamorphisme précoce de HP - est sub-contemporaine de celle des protolithes felsiques ordoviciens supérieurs dont dérivent les orthogneiss du Somail-Nore.

Ce constat et la localisation des éclogites enclavées au sein de ces orthogneiss suggèrent que l'ensemble à probablement été soumis à un évènement métamorphique de HP dont l'âge reste à préciser : carbonifère supérieur (Whitney et al., 2015 ; 2020 ; Hamelin et al. 2022) ou anté-dévonien supérieur (Faure et al., 2014 ; Lotout, 2017 ; Pitra et al., 2022). Jusqu'à ce jour, aucune trace d'un métamorphisme de HP n'a été décelée au sein des méta-granites du Somail-Nore. Des investigations ultérieures apporteront peut-être des réponses à cette difficulté, comme cela a pu être fait ailleurs dans le Massif Central Français (par ex. : Lotout, 2017 ; De Hoÿm de Mariem, 2019).

**G** - Les divers orthogneiss (sl.) qui constituent une bonne partie de la Zone Axiale de la Montagne Noire, ainsi que les méta-basites qu'ils hébergent, témoignent fort probablement de l'hyper-extension du Nord-Gondwana au Paléozoïque inférieur.

**Remerciements** : Mes plus vifs remerciements à Mrs Philippe Fauré et Claude Majesté-Menjoulas pour leurs lectures critiques et suggestions qui ont permis d'améliorer le manuscrit. Une mention spéciale pour Jean-Pierre Paris avec qui je partage depuis de longues années une discussion sur la Zone Axiale de la Montagne Noire.

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<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Fig. 11 – Frise chronologique 1 : datation des orthogneiss du groupe Somail-Nore et des éclogites (d’après Talbs. 3, 4 & 5).</figcaption></figure>
FRISE CHRONOLOGIQUE 2
DATATIONS DES ORTHOGNEISS DU GROUPE SOMAIL-NORE ET DES ECLOGITES
(voir tableaux 3, 4 & 5)

<figure><img src="image_12.png" /></figure>
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Soumis le 28.02.2023

Accepté le 22.03.2023

Publié en ligne (pdf) le 14.04.2023
ANNEXES

<table><caption>TABLEAU I: Datations des migmatites (+ Kinzigites).</caption><caption>TABLEAU I: Datations des migmatites (+ Kinzigites).</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>LITHOLOGIE</th><th>METHODE</th><th>AGE</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5" style="text-align: center; font-weight: bold;">MIGMATITES</td></tr><tr><td rowspan="2">Bé-Mézeme, 2005<br>Faure et al., 2010</td><td>Métatexite<br>(Ourt 1)</td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 326 ± 4 Ma.<br>Mz = 458 ± 9 Ma.</td><td>Col d'Ourtigas</td></tr><tr><td>Migmatite</td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 322 ± 6 Ma.</td><td>Espinouse</td></tr><tr><td rowspan="2">Franke et al., 2011</td><td rowspan="2">Diatexite</td><td>U-Pb SIMS</td><td>Zr = 306 ± 6 Ma.</td><td rowspan="2">La Salvetat/Agout</td></tr><tr><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 327 ± 7 Ma.</td></tr><tr><td></td><td>Orthogneiss migmatitique<br>(Do 209)</td><td>K-Ar</td><td>Mu = 294,3 ± 5,8 Ma.</td><td>La Salvetat/Agout</td></tr><tr><td rowspan="4">Trap et al., 2017</td><td>Métatexite Bi-Gr<br>(MN 14-04B)</td><td rowspan="4">LA-ICP-MS</td><td>Mz = 301.5 ± 1.4 Ma.</td><td rowspan="2">Cabot<br>M - LP/HT<br>Déformation D3</td></tr><tr><td>Métatexite Cd-Bi<br>(MN 9-B1)</td><td>Mz = 304.7 ± 1.7 Ma.</td></tr><tr><td>Métatexite Bi-Cd-Sill<br>(MN C-04)</td><td>Mz = 307.7 ± 2.5 Ma.</td><td>Espinouse<br>M2 - HT</td></tr><tr><td>Métatexite Bi-Sill-Cd-Gr<br>(MN 13-B2)</td><td>Mz = 307.6 ± 1.8 Ma.</td><td>La Salvetat/Agout<br>M2 - HT<br>Déformation D2</td></tr><tr><td rowspan="4">Poujol et al., 2017</td><td rowspan="4">Métatexite<br>(ES 8)</td><td rowspan="2">U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 318.5 ± 0.7 Ma.<br>Mz = 319.8 ± 1.8 Ma.</td><td>La Salvetat/Agout<br>Migmatisation 1</td></tr><tr><td>Mz = 298.8 ± 1.3 Ma.<br>Mz = 298.2 ± 1.5 Ma.<br>Mz = 284.7 ± 2.1 Ma.</td><td>Migmatisation 2 ?<br>+<br>Circulations fluides</td></tr><tr><td rowspan="2">U-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 298 ± 1 Ma.</td><td>Migmatisation 2 ?<br>+<br>Circulations fluides</td></tr><tr><td>Mz = 301 ± 4 Ma.</td><td>Métamorphisme BP/HT<br>(Refroidissement isobare:<br>0.6 GPa, 730 ▶ 690°C)<br>+<br>circulation de fluides</td></tr><tr><td>Lotout, 2017<br>Pitra et al., 2022</td><td>Migmatite Gr-Bi-Sill<br>(EP 5)<br>(adjacente à l'éclogite EP 1)</td><td>U-Pb LA-ICP-MS</td><td>Zr = 310.4 ± 5.0 Ma.<br>Zr = 315.3 ± 2.2 Ma.</td><td></td></tr><tr><td colspan="5" style="text-align: center; font-weight: bold;">KINZIGITES</td></tr><tr><td rowspan="3">Faure et al., 2014</td><td>Gneiss kinzigitiques Cd-Gr<br>(E 48)</td><td rowspan="3">U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 319 ± 6 Ma.</td><td rowspan="2">La Salvetat</td></tr><tr><td>Gneiss kinzigitiques<br>(F 2)</td><td>Mz = 352 ± 10 Ma.</td></tr><tr><td>Gneiss kinzigitiques<br>(F 11)</td><td>Mz = 357 ± 13 Ma.</td><td>Puech Plo</td></tr></tbody></table>

Mz = 357 ± 13 Ma. : datation reportée sur la frise chronologique 1.

Mu : muscovite ; Mz : monazite ; Zr : zircon. [Bi : biotite ; Cd : cordièrite ; Sill : sillimanite ; Gr : grenat].
<table><caption>TABLEAU 2 : Datations des granitoïdes.</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>LITHOLOGIE</th><th>METHODE</th><th>AGE</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5">GRANITE ANATECTIQUE (Cd) DU VIALAIS</td></tr><tr><td rowspan="3">Matte et al., 1998</td><td></td><td>U-Pb TIMS</td><td>Zr/Mz = 327 ± 4 Ma.</td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Granite déformé (MN 17)</td><td>U-Pb TIMS</td><td>Mz = 302.6 ± 9.9 Ma.</td><td rowspan="2">Bardou</td></tr><tr><td>LA-ICP-MS</td><td>Mz = 303.6 ± 2 Ma.<br>Zr = 474.9 ± 3.4 Ma.</td></tr><tr><td rowspan="2">Roger et al., 2015</td><td>Granite déformé (MN 19)</td><td>U-Pb TIMS<br>LA-ICP-MS</td><td>Mz = 315 ± 11 Ma.<br>Mz = 301.2 ± 2.4 Ma.</td><td>Douch</td></tr><tr><td>Leucogranite à Gr (MN 30)</td><td>LA-ICP-MS</td><td>Mz = 298.6 ± 4 Ma.<br>Xe = 298.2 ± 2.2 Ma.</td><td>Ourtigas</td></tr><tr><td>Bé-Mézème, 2005<br>Faure et al., 2010</td><td>Leucogranite</td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 320 ± 3 Ma.<br>Mz = 333 ± 6 Ma.</td><td></td></tr><tr><td colspan="5">GRANITE PERALUMINEUX (Bi - Gr) DU MONTALET - PICOTALEN</td></tr><tr><td>Bé-Mézème, 2005<br>Faure et al., 2010</td><td>Faciès à Grenat</td><td>SIMS<br>U-Th-Pb EPMA</td><td>Zr = 324 ± 3 Ma.<br>Mz = 327 ± 7 Ma.</td><td></td></tr><tr><td>Faure et al., 2010</td><td>Faciès à Biotite</td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 333 ± 4 Ma*.</td><td></td></tr><tr><td>Poilvet et al., 2011</td><td>Leucogranite à Gr - C/S (ES 5)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 293.7 ± 1 Ma.<br>Zr = 294.1 ± 3.1 Ma.<br>Zr = 323 ± 5 Ma.</td><td>Col de Picotalen</td></tr><tr><td>Trap et al., 2017</td><td>Dyke granite à Cordiérite (MN 14-04C)</td><td>LA-ICP-MS</td><td>Mz = 312.1 ± 1.8 Ma.<br>Xe = 315.4 ± 2.3 Ma</td><td>Cabot</td></tr><tr><td>Roger et al., 2020</td><td>Leucogranite C/S à Gr Cisaillement NE</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 298.5 ± 1.8 Ma.</td><td></td></tr><tr><td colspan="5">LEUCOGRANITE (Mu-Bi-Gr) DU SOULIE</td></tr><tr><td>Faure et al., 2010</td><td></td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 318 ± 4 Ma.</td><td></td></tr><tr><td>Trap et al., 2017</td><td>Granite syntectonique (MN 14-11)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 306 ± 1.9 Ma.</td><td>Emplacement D2</td></tr><tr><td colspan="5">GRANITE (Bi) D'ANGLES</td></tr><tr><td>Bé-Mézème, 2005<br>Faure et al., 2010</td><td></td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 325 ± 7 Ma.</td><td></td></tr><tr><td>Trap et al., 2017</td><td>Granite syntectonique (MN 14-09)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 305 ± 1.5 Ma.</td><td>Foliation verticale S2 - N60°E<br>Emplacement D2</td></tr><tr><td colspan="5">GRANITE DES MARTYS</td></tr><tr><td>Trap et al., 2017</td><td>(MN 14-19)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 314.0 ± 2.0 Ma.</td><td>Emplacement D2</td></tr><tr><td colspan="5">LEUCOGRANITE (Mu-Bi-Gr-Cd) DU LAOUZAS</td></tr><tr><td>Bé-Mézème, 2005<br>Faure et al., 2010</td><td>Granite à Cd</td><td>U-Th-Pb EPMA</td><td>Mz = 333 ± 6 Ma.</td><td></td></tr><tr><td>Faure et al., 2010</td><td></td><td>SIMS</td><td>Zr = 299 ± 8 Ma.</td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Poujol et al., 2017</td><td rowspan="3">(ES 7)</td><td rowspan="2">U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 318 ± 1.4 Ma.<br>Mz = 318.8 ± 1.5 Ma.<br>Mz = 319.1 ± 2 Ma.</td><td>Mise en place</td></tr><tr><td>Mz = 293.5 ± 1.7 Ma.<br>Mz = 296.5 ± 2.8 Ma.</td><td rowspan="2">Circulations hydrothermales</td></tr><tr><td><sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar</td><td>Mu = 298.2 ± 0.8 Ma.</td></tr></tbody></table>
TABLEAU II - Suite

FILONS

<table><tr><td></td><td>Dyke méta-aplite<br>(H 6)</td><td>U-Pb TIMS</td><td>Zr = 309 ± 3 Ma.<br>Mz = 313 ± 1 Ma.</td><td>Gorges d'Héric</td></tr><tr><td></td><td>Dyke de pegmatite<br>post-tectonique<br>(H 2)</td><td></td><td>Mu = 292,0 ± 4,4 Ma.</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Dyke microgranite<br>(H 3)</td><td></td><td>Mu = 294,3 ± 6 Ma.</td><td>Gorges d'Héric<br>(Gouffre du Cerisier)</td></tr><tr><td rowspan="4">Franke et al., 2011</td><td>Pegmatite à tourmaline<br>(H 1)</td><td rowspan="4">K/Ar</td><td>Mu = 293,3 ± 3 Ma.</td><td rowspan="2">Gorges d'Héric</td></tr><tr><td>Pegmatite<br>(BR 4)</td><td>Mu = 297,2 ± 5,3 Ma.</td></tr><tr><td>Pegmatite<br>(BR 19)</td><td>Mu = 295,2 ± 3,8 Ma.</td><td>Gorges de Colombières</td></tr><tr><td>Pegmatite cisaillée vers l'E<br>dans schistes X 3-5<br>(BR 20)</td><td>Mu = 293,9 ± 6,8 Ma.</td><td>NE de Rosis</td></tr></table>

Mu = 298.2 ± 0.8 Ma. : datation reportée sur la frise chronologique 1.

Mu : muscovite ; Mz : monazite ; Zr : zircon ; Xe : xénotime. [Bi : biotite ; Cd : cordièrite ; Gr : grenat].
<table><caption>TABLEAU 3 : Datations des orthogneiss du Somail-Nore (faciès Héric et Larn + orthogneiss de St Eutrope).</caption><caption>TABLEAU III : Datations des orthogneiss du Somail-Nore (faciès Héric et Larn + St Eutrope).</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>LITHOLOGIE</th><th>METHODE</th><th>AGE</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5" style="text-align: center; font-weight: bold;">GROUPE DU SOMAIL-NORE [Orthogneiss d'Héric / Larn]</td></tr><tr><td rowspan="4">Maluski et al. 1991</td><td>OG – O et L cisaillé vers l'E (CA2)</td><td rowspan="4"><sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar</td><td><u>Bi</u> = 316 ± 4 Ma.</td><td>Caroux</td></tr><tr><td>OGneiss rubanés (TR 6)</td><td><u>Mu</u> = 300 ± 3 Ma.</td><td>Caroux</td></tr><tr><td>Gneiss rubanés (TR 8)</td><td><u>Bi</u> = 311 ± 4 Ma.</td><td>Caroux</td></tr><tr><td>OG mylonitiques (ZC vers NE) (OS 11)</td><td><u>Mu</u> = 309 ± 2.9 Ma.</td><td>Flanc sud</td></tr><tr><td rowspan="2">Roger et al., 2004</td><td>Orthogneiss oeillés (MN 7)</td><td rowspan="2">U-Th–Pb ID-TIMS</td><td><u>Bi</u> = 308 ± 2.9 Ma.</td><td>Caroux</td></tr><tr><td>Orthogneiss oeillés (MN 15)</td><td><u>Mu</u> = 297 ± 2.8 Ma.</td><td>Flanc sud</td></tr><tr><td rowspan="2">Cocherie et al. 2005</td><td>Orthogneiss oeillés (SOM 1)</td><td rowspan="2">U–Pb SHRIMP</td><td><u>Zr</u> = 450 ± 6 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Orthogneiss</td><td><u>Zr</u> = 456 ± 3 Ma.</td><td>Gorges d'Héric</td></tr><tr><td rowspan="2">Blatt et al., 2005<br>in Franke et al., 2011</td><td>Orthogneiss</td><td rowspan="2">U–Pb TIMS</td><td><u>Zr</u> = 454 ± 1 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Orthogneiss</td><td><u>Zr</u> = 471 ± 4 Ma.</td><td>Pont de Larn</td></tr><tr><td rowspan="2">Franke et al., 2011</td><td>Orthogneiss (H 6b)</td><td rowspan="2">U–Pb TIMS</td><td><u>Zr</u> = 456 ± 2 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Orthogneiss migmatitique (Do 209)</td><td><u>Zr</u> = 416 ± 4/-6 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Roger et al., 2015</td><td>Orthogneiss oeillés (MN 7)</td><td>U-Th–Pb ID-TIMS</td><td><u>Zr</u> = 449.5 ± 7.9 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td rowspan="2">Trap et al., 2017</td><td>Orthogneiss oeillés (MN 14-18)</td><td rowspan="2">U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td><u>Mz</u> = 308 ± 3 Ma.</td><td>Gorges d'Héric</td></tr><tr><td>Orthogneiss oeillés (MN 14-03)</td><td><u>Zr</u> = 472.1 ± 2.8 Ma.</td><td>Albine</td></tr><tr><td rowspan="2">Roger et al., 2020</td><td>Orthogneiss oeillés (MN 14-03)</td><td rowspan="2">U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td><u>Mz</u> = 314.1 ± 1.3 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Orthogneiss oeillés MN 5</td><td><u>Mz</u> = 304.5 ± 1 Ma.</td><td>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td colspan="5" style="text-align: center; font-weight: bold;">GROUPE DU SOMAIL-NORE [Orthogneiss de St Eutrope]</td></tr><tr><td>Pitra et al., 2012</td><td>OG St Eutrope (C/S) (ES 2)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td><u>Mz</u> = 294.4 ± 4 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr><tr><td>Roger et al., 2020</td><td>OG St Eutrope (MN 27)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td><u>Zr</u> = 455.2 ± 2.2 Ma.</td><td>Protolithe ordovicien</td></tr></tbody></table>

<u>Mu</u> = 297 ± 2.8 Ma. : datation reportée sur la frise chronologique 2.

Bi : biotite ; Mu : muscovite ; Mz : monazite ; Zr : zircon.
<table><caption>TABLEAU 4 : Datations des gneiss fins plagioclasiques.</caption><caption>TABLEAU IV : Datations des gneiss fins plagioclasiques.</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>LITHOLOGIE</th><th>METHODE</th><th>AGE</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5" style="text-align: center; font-weight: bold;">GNEISS FINS PLAGIOCLASIQUES</td></tr><tr><td rowspan="2">Trap et al., 2017</td><td>FFG<br>(MN 14-03)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 305.7 ±3.9 Ma.</td><td>La Fage<br>Déformation D3</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-27)</td><td></td><td>Mz = 294.6 ± 1.6 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Roc du Peyris</td></tr><tr><td rowspan="10">Roger et al., 2020</td><td>FGG<br>(MN 11-121)</td><td></td><td>Mz = 294.9 ± 2.9 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td>FGG migmatitiques<br>(MN 11-47 B)</td><td></td><td>Mz = 450.6 ± 5.6 Ma.<br>*<br>Mz = 301 ± 4 Ma.<br>*</td><td>Protolithie ordovicien<br>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-117)</td><td></td><td>Mz = 445.8 ± 3.8 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Protolithie ordovicien<br>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-118)</td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Mz = 441.0 ± 2.5 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Protolithie ordovicien<br>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-119 A)</td><td></td><td>Mz = 297.3 ± 1.6 Ma.<br>*</td><td>Gouffre du Cerisier</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-57)</td><td></td><td>Mz = 290.6 ± 2.4 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Roc du Caroux</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 11-59)</td><td></td><td>Mz = 294.3 ± 2.2 Ma.<br>Cortex et cœurs</td><td>Héric</td></tr><tr><td>FGG<br>(MN 4)</td><td>U-Th-Pb TIMS</td><td>Mz = 301 ± 7 Ma.</td><td>Candoubre</td></tr><tr><td></td><td>U-Th-Pb LA-ICP-MS</td><td>Zr = 290 ± 9 Ma.<br>(cortex)<br>[cœurs hérités<br>magmatiques]</td><td>Candoubre<br>Non magmatique<br>(métamorphique,<br>recristallisé ou<br>hydrothermal)</td></tr></tbody></table>

Mz = 301 ± 7 Ma. : datation reportée sur la frise chronologique 2.

Mz : monazite ; Zr : zircon.

Datation in situ : Mz = 316.9 ± 5.5 Ma.*
<table><caption>TABLEAU 5 : Datations des éclogites.</caption><caption>TABLEAU V : Datations des éclogites.</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>LITHOLOGIE</th><th>METHODE</th><th>AGE</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5">ECLOGITES</td></tr><tr><td>Gebauer et al., 1988<br>in Franke et al., 2011</td><td></td><td>U/Pb</td><td>Zr = ca. 440 Ma.</td><td>Cristallisation du protolithe<br>ultramafique ?</td></tr><tr><td rowspan="3">Faure et al., 2014</td><td rowspan="3">Peyrambert - Terme de Fourcaric<br>E 02</td><td>U-Pb SHRIMP</td><td>Zr = 314 ± 2.5 Ma.</td><td rowspan="3">Circulation de fluides<br>hydrothermaux ou<br>ré-homogénéisation isotopique<br>au cours de M2 (HT/BP)</td></tr><tr><td rowspan="2">U-Pb SIMS</td><td>Zr = 311 ± 2 Ma.</td></tr><tr><td>Ru = 308 ± 4 Ma.</td></tr><tr><td></td><td></td><td>Sm/Nd</td><td>Gr = 357.5 ± 8.6 Ma.</td><td>Métamorphisme M1 ?<br>(HP/BT)</td></tr><tr><td rowspan="2">Whitney et al., 2015<br>Teyssier et al., 2015</td><td rowspan="2">Terme de Fourcaric<br>MN 13-11A<br>(Gr-Omp-Ru)</td><td rowspan="2">U-Pb<br>LA-ICP-MS</td><td>Zr = 315.2 ± 1.6 Ma.</td><td>Eclogitisation HP</td></tr><tr><td>Zr = 359.5 ± 4.7 Ma.</td><td>Cœur : Protolithe ou<br>mét. pré-éclogitique</td></tr><tr><td rowspan="2">Lotout, 2017<br>Pitra et al., 2021</td><td>Peyrambert - Terme de Fourcaric<br>EP 1<br>(Éclogite fraîche)<br>(Gr-Omp- Amph-Ru-Dist)<br>(adjacente à la migmatite EP 5)</td><td rowspan="2">U-Pb<br>LA-ICP-MS</td><td>Zr = 361.5 ± 6.3 Ma.<br>Zr = 366 ± 5 Ma<br>Zr = 339.6 ± 3.2 Ma.<br>Zr = 315.4 ± 1.2 Ma.</td><td>Métamorphisme HP<br>≥ 360 Ma.</td></tr><tr><td>Peyrambert - Terme de Fourcaric<br>MN 12-03<br>(Éclogite rétromorphosée)<br>(Gr-Hb-Bi)</td><td>Mz = 311.4 ± 1.2 Ma.<br>Zr = 309.4 ± 1.6 Ma.<br>Zr = 314.2 ± 1.1 Ma.</td><td>Métamorphisme BP/HT<br>+<br>circulation de fluides<br>Protolithe océanique</td></tr><tr><td rowspan="2">Whitney et al., 2020</td><td>Terme de Fourcaric<br>MN 13-11</td><td rowspan="2">U-Pb SHRIMP</td><td>Zr = 310.0 ± 1.9 Ma.</td><td>Métam HP</td></tr><tr><td>Cabardès<br>MN 16-05B</td><td>Zr = 310.7 ± 5.5 Ma.<br>Zr = 446.1 ± 3.5 Ma.</td><td>Métam HP<br>age protolithe mafique</td></tr><tr><td rowspan="4">Hamelin et al., 2022</td><td>Terme de Fourcaric<br>MN 13-11</td><td rowspan="4">U-Pb<br>LASS-ICP-MS</td><td>Zr = 313 ± 1.9 Ma.<br>(cortex)<br>Zr : 434-400 Ma.<br>(cœur)<br>Ru = 304.2 ± 5.7 Ma.</td><td rowspan="2">Varisque<br>Protolithe mafique d'origine<br>crustale</td></tr><tr><td>Le Jounié<br>[rétromorphosée]<br>MN 13-08</td><td>Zr = 320.2 ± 2.8 Ma.<br>(cortex)<br>Zr : 495-412 Ma.<br>(cœur)<br>Ru = 307.3 ± 4.5 Ma.</td></tr><tr><td>Cabardès<br>MN 16-04</td><td>[Zr = 304 ± 9 Ma.]<br>(cortex)<br>Zr = 442.5 ± 3.4 Ma.</td><td></td></tr><tr><td>Cabardès<br>[rétromorphosée]<br>MN 16-05B</td><td>Ru = 307.4 ± 2.9 Ma.</td><td>Varisque</td></tr></tbody></table>

Ru = 307.4 ± 2.9 Ma. : datation reportée sur la frise chronologique 2.

Mz : monazite ; Zr : zircon ; Gr : grenat ; Ru : rutile [Omp : omphacite ; Amp : amphibole ; Hb : horneblende ; Dist : disthène]
TABLEAU 6 : Thermo-barométrie de la zone axiale.

<table><caption>TABLEAU VI : Thermo-barométrie de la zone axiale.</caption><thead><tr><th>AUTEURS</th><th>P</th><th>T</th><th>OBSERVATIONS</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="4" style="text-align: center; font-weight: bold;">MIGMATITES - MICASCHISTES</td></tr><tr><td rowspan="2">Ourzik et al., 1991</td><td>0.5 GPa</td><td>700 °C</td><td rowspan="2">Migmatites du Laouzas</td></tr><tr><td>0.3 GPa</td><td>630 °C</td></tr><tr><td>Rabin et al., 2012</td><td>0.75 ± 0.1 GPa ► 0.4 ± 0.1 GPa</td><td>700 ± 50 °C ► 680 ± 50 °C</td><td>Partie migmatitique du dôme oriental</td></tr><tr><td>Freville et al., 2013</td><td>0.45 GPa</td><td>570 °C</td><td>Cortex méta-sédimentaire</td></tr><tr><td rowspan="4">Rabin et al., 2015</td><td>0.37 ± 0.05 GPa</td><td>660 ± 15 °C</td><td>Métatexites (MN 6)</td></tr><tr><td>0.67 ± 0.05 GPa ► 0.37 ± 0.05 GPa</td><td>710 ± 20 °C ► 670 ± 20 °C</td><td>Métatexites (MN 12)</td></tr><tr><td>0.62 ± 0.07 GPa ► 0.44 ± 0.05 GPa</td><td>725 ± 20 °C ► 665 ± 25 °C</td><td>Métatexites (MN 13-B2)<br>Mz = 307.6 ± 1.8 Ma.</td></tr><tr><td>0.65 ± 0.05 GPa</td><td>630 ± 20 °C</td><td>Micaschistes à Gr + St (MN 22)<br>Mz = 309.0 ± 3.1 Ma.</td></tr><tr><td rowspan="3">Fréville et al., 2016</td><td>0.43 ± 0.1 GPa</td><td>705 ± 45 °C</td><td>Gneiss migmatitiques (MN C-04)<br>[Espinouse]<br>Mz = 307.7 ± 2.5 Ma.</td></tr><tr><td>0.78 ± 0.1 GPa ► 0.33 ± 0.07 GPa</td><td>723 ± 5 °C ► 695 ± 33 °C</td><td>Gneiss migmatitiques (MN C-17)<br>[Espinouse]</td></tr><tr><td>0.8 ± 0.07 GPa</td><td>738 ± 12 °C</td><td>Gneiss migmatitiques (MN 11-47)<br>[Caroux]</td></tr><tr><td>Lotout, 2017<br>Pitra et al., 2021</td><td>ca. 0.6 GPa</td><td>730°C</td><td>Migmatite (EP 5) [Terme de Fourcaric]<br>(adjacente à l'éclogite EP 1)<br>Zr = 315.3 ± 2.2 Ma.</td></tr><tr><td colspan="4" style="text-align: center; font-weight: bold;">ECLOGITES ± RETROMORPHOSEES</td></tr><tr><td>Demange & Léger,<br>1980</td><td>0.98 ± 0.25 GPa</td><td>730 ± 70 °C</td><td>Eclogites le Cabardès</td></tr><tr><td>Demange, 1985</td><td>0.9 ± 0.2 GPa</td><td>750 ± 50 °C</td><td>Eclogites le Cabardès & le Jounié</td></tr><tr><td>Franke et al., 2011</td><td>≥ 1.4 GPa</td><td>≥ 650 °C</td><td>Données Demange 1985 recalculées</td></tr><tr><td>Whitney et al., 2015<br>Teyssier et al., 2015</td><td>1.4 GPa</td><td>725 °C</td><td>Eclogites Terme de Fourcaric (MN 13-11A)<br>Zr = 315.2 ± 1.6 Ma.</td></tr><tr><td>Lotout, 2017<br>Pitra et al., 2021</td><td>ca. 0.95 GPa ► ca. 2.1 GPa</td><td>700°C ► 750°C</td><td>Eclogites Terme de Fourcaric (EP 1)<br>(adjacente à la migmatite EP 5)<br>Zr = 366 ± 5 Ma</td></tr></tbody></table>

Mz : monazite ; Zr : zircon. [St : staurotide ; Gr : grenat].