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Lampy granite. According to Rb-Sr geochronology ([14a], [15]), anatectic granites (Angles, Soulié, Lauzas) and Lampy-Martyrs granodiorites, ages range between 330 and 300 Ma. Though the latter granitoids cross-cut the dôme foliation at a high angle they may belong to the same diapirism, since it is known [13] that during the late stage, residual magmas may cross-cut structures already formed during early stages. Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03071787 $ 2.00 © Académie des Sciences 1788 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1787-1794, 1988 Chronological evidence for a Precambrian basement is lacking. All the dated orthogneisses have been proved to be Cambrian granitoids [14]. The axial zone experienced a high temperature-low pressure metamorphism ([6], [11], [16], [17]) with a steep gradient (250°C/km). The biotite, cordierite, garnet, staurolite, andalusite, sillimanite, K-feldspar isograds surround the dôme in agreement with the diapiric model [17]. Scarce relics of eclogites and kyanite ([18], [11]), are considered either as an earlier high pressure metamorphic phase related to the nappes emplacement ([19], [8]) or as an older independent event ([18], [11]). The diapiric model well accounts for the dôme geometry, geochronologic and metamorphic data. The axial zone is an immature diapir since neither stem nor concave top, typical of mature diapirs are observed [13]. Moreover, in subcircular dômes, linéations are generally radial [13 b] while in the Montagne Noire, the dôme is anisodiametric (axial ratio = 2.8) and the lineation is always almost parallel to the long axis of the dôme NNESSW ([20], [2], [6], [7], [8], [11], [12], Fig. 1). Kinematic studies [22], using classical shear criteria [21] and available data [8], show that the deformation régime is almost everywhere non-coaxial (Fig. 1, 2). The shear sense is towards the west in the western part and to the east in the eastern part of the dôme. Around Labastide-Rouairoux and south of Brassac, symmetric pressure shadows, quartz C-axes crossed girdles and lack of shear bands show a coaxial régime (Fig. 1, 3). Assuming all the ductile deformations were synchronous as suggested by the same metamorphic conditions, the shear strain is continuous from coaxial to
nor concave top, typical of mature diapirs are observed [13]. Moreover, in subcircular dômes, linéations are generally radial [13 b] while in the Montagne Noire, the dôme is anisodiametric (axial ratio = 2.8) and the lineation is always almost parallel to the long axis of the dôme NNESSW ([20], [2], [6], [7], [8], [11], [12], Fig. 1). Kinematic studies [22], using classical shear criteria [21] and available data [8], show that the deformation régime is almost everywhere non-coaxial (Fig. 1, 2). The shear sense is towards the west in the western part and to the east in the eastern part of the dôme. Around Labastide-Rouairoux and south of Brassac, symmetric pressure shadows, quartz C-axes crossed girdles and lack of shear bands show a coaxial régime (Fig. 1, 3). Assuming all the ductile deformations were synchronous as suggested by the same metamorphic conditions, the shear strain is continuous from coaxial to non-coaxial régimes (Fig. 2). The migmatitic dôme emplaced by ballooning along the ENE-WSW trend. The same lineation trend is observed in the recumbent folds of the southern side: ([2], [23], [24]). The shear kinematics in the eastern part of the folds are in agreement with the gneiss kinematics. Stratigraphic [25], paleomagnetic [26] and geochronologic ([14a], [15], [27], [28]) data suggest that the recumbent folds were formed just before the doming. Thus the following history is proposed: (i) between 350 and 330 M.a. southward verging nappes were formed in the Cévennes [29], Albigeois [30], northern [31] and southern sides of the Montagne Noire with statistical N-S trending linéations. (ii) Around 330-310 M.a., a migmatitic dôme emplaced by diapirism. The dominant ENE-WSW trend might be controlled by an older structure such as the root zone of the recumbent folds. Near the diapir, the previous structure is overprinted by NE-SW linéations. However, far away from the dôme, a NW-SE lineation [31] and an almost NS lineation [23] are preserved in the northern and southern sides respectively. Pre-doming recumbent folds affecting a Precambrian-early Paleozoic séquence intruded by granitoids cannot be discarded ([9], [10], [11], [19]). But superimposed folding, common in dômes [13], can be
paleomagnetic [26] and geochronologic ([14a], [15], [27], [28]) data suggest that the recumbent folds were formed just before the doming. Thus the following history is proposed: (i) between 350 and 330 M.a. southward verging nappes were formed in the Cévennes [29], Albigeois [30], northern [31] and southern sides of the Montagne Noire with statistical N-S trending linéations. (ii) Around 330-310 M.a., a migmatitic dôme emplaced by diapirism. The dominant ENE-WSW trend might be controlled by an older structure such as the root zone of the recumbent folds. Near the diapir, the previous structure is overprinted by NE-SW linéations. However, far away from the dôme, a NW-SE lineation [31] and an almost NS lineation [23] are preserved in the northern and southern sides respectively. Pre-doming recumbent folds affecting a Precambrian-early Paleozoic séquence intruded by granitoids cannot be discarded ([9], [10], [11], [19]). But superimposed folding, common in dômes [13], can be explained by a progressive deformation. Due to the significant migmatization the demonstration of recumbent folds remains problematic. A l'extrême sud du Massif Central, la Montagne Noire appartient au domaine externe de la chaîne hercynienne. Elle est classiquement divisée [1] en une zone axiale granitogneissique allongée ENE-WSW, bordée d'un versant sud et d'un versant nord formés de séries sédimentaires paléozoïques. Si la géométrie en plis couchés du versant sud est bien admise ([1], [2]), par contre plusieurs modèles d'évolution structurale de la zone axiale ont été proposés. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1787-1794, 1988 1789 1. La zone axiale est un dôme migmatitique d'origine diapirique soit due à une remobilisation d'un socle précambrien pendant l'orogenèse calédonienne ([3], [4], [5]) soit due à une granitisation hercynienne ([1], [6], [7], [8]) après la formation des plis couchés. 2. La zone axiale correspond au socle précambrien des séries paléozoiques du versant sud ([2], [9], [10], [11]). Au Carbonifère, ce socle est déformé par des plis penniques équivalents profonds des plis couchés du versant sud, puis replissé par des plis droits responsables de la géométrie en antiforme de la zone axiale. 3. La zone axiale est un linéament ductile [12]
et d'un versant nord formés de séries sédimentaires paléozoïques. Si la géométrie en plis couchés du versant sud est bien admise ([1], [2]), par contre plusieurs modèles d'évolution structurale de la zone axiale ont été proposés. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1787-1794, 1988 1789 1. La zone axiale est un dôme migmatitique d'origine diapirique soit due à une remobilisation d'un socle précambrien pendant l'orogenèse calédonienne ([3], [4], [5]) soit due à une granitisation hercynienne ([1], [6], [7], [8]) après la formation des plis couchés. 2. La zone axiale correspond au socle précambrien des séries paléozoiques du versant sud ([2], [9], [10], [11]). Au Carbonifère, ce socle est déformé par des plis penniques équivalents profonds des plis couchés du versant sud, puis replissé par des plis droits responsables de la géométrie en antiforme de la zone axiale. 3. La zone axiale est un linéament ductile [12] dont le sens n'est pas précisé, responsable des linéations subhorizontales, du métamorphisme, de l'anatexie crustale et de la structure en dôme, ainsi que de la mise en place gravitaire des nappes du versant sud. Nous présentons ici des arguments géologiques en faveur du modèle diapirique ainsi que nos observations cinématiques sur les gneisses de la zone axiale. Les relations entre la mise en place du dôme et des plis couchés sont discutées. ARGUMENTS EN FAVEUR D'UNE ORIGINE DIAPIRIQUE DE LA ZONE AXIALE. — La cartographie de la zone axiale (1) montre, malgré des complications de détail, une structure en auréoles elliptiques, concentriques, formées du centre vers la périphérie par: (i) des granités d'anatexie, (ii) des migmatites: gneiss anatectiques à cordiérite (diatextites) puis gneiss rubanés peu anatectiques (métatexites), (iii) un cortex de gneiss ortho et paradérivés, puis de micaschistes et métagrès. Le passage entre la zone axiale et les séries paléozoiques des versants sud et nord est toujours discontinu. Des décrochements cassants tardi-hercyniens recoupent les limites lithologiques et les isogrades. La foliation des gneisses est subparallèle aux limites lithologiques. Dans le détail, on observe dans le dôme des sous-structures définies par des replis de foliation (par exemple synclinal de Rosis, Est
sur les gneisses de la zone axiale. Les relations entre la mise en place du dôme et des plis couchés sont discutées. ARGUMENTS EN FAVEUR D'UNE ORIGINE DIAPIRIQUE DE LA ZONE AXIALE. — La cartographie de la zone axiale (1) montre, malgré des complications de détail, une structure en auréoles elliptiques, concentriques, formées du centre vers la périphérie par: (i) des granités d'anatexie, (ii) des migmatites: gneiss anatectiques à cordiérite (diatextites) puis gneiss rubanés peu anatectiques (métatexites), (iii) un cortex de gneiss ortho et paradérivés, puis de micaschistes et métagrès. Le passage entre la zone axiale et les séries paléozoiques des versants sud et nord est toujours discontinu. Des décrochements cassants tardi-hercyniens recoupent les limites lithologiques et les isogrades. La foliation des gneisses est subparallèle aux limites lithologiques. Dans le détail, on observe dans le dôme des sous-structures définies par des replis de foliation (par exemple synclinal de Rosis, Est de Mazamet, fig. 1). Sur le toit du dôme, la foliation est subhorizontale en accord avec les modèles analogiques et numériques de diapirs [13]. Dans la Montagne Noire l'allure de la foliation à l'ouest du dôme suggère l'existence d'un point triple de foliation, caractéristique d'un diapir [13 c] mais il est masqué par le granité du Lampy. Les données géochronologiques [14], rendent improbable l'hypothèse d'un socle précambrien. En effet, les orthogneisses ont un âge voisin de 550 M.a. Ils sont donc comparables aux granitoides cambriens du versant nord (par exemple Mendie, Montredon-Labessonié) intrusifs dans une série grése-pélitique. L'ensemble a ensuite été métamorphisé et déformé ductilement pendant la tectonique dévonien-carbonifère. Des âges Rb-Sr compris entre 330 et 300 Ma. [14 a], [15] sont fournis à la fois par les granits d'anatexie (Angles, Soulié) et les granodiorites de l'ensemble Lampy-Brousses-Martys. Cet apparent synchronisme s'oppose au fait que les granits du dernier ensemble bien que nettement orientés suivant la ligneation d'allongement régionale soient sécants sur la foliation des gneiss. En fait, on sait [13] que les générations successives de magmas orientés peuvent se recouvrir au cours du diapirisme. Les études métamorphiques [6], [11], [16], [17] montrent l'existence d'un gradient thermique raide (200-300°C/km) avec
est masqué par le granité du Lampy. Les données géochronologiques [14], rendent improbable l'hypothèse d'un socle précambrien. En effet, les orthogneisses ont un âge voisin de 550 M.a. Ils sont donc comparables aux granitoides cambriens du versant nord (par exemple Mendie, Montredon-Labessonié) intrusifs dans une série grése-pélitique. L'ensemble a ensuite été métamorphisé et déformé ductilement pendant la tectonique dévonien-carbonifère. Des âges Rb-Sr compris entre 330 et 300 Ma. [14 a], [15] sont fournis à la fois par les granits d'anatexie (Angles, Soulié) et les granodiorites de l'ensemble Lampy-Brousses-Martys. Cet apparent synchronisme s'oppose au fait que les granits du dernier ensemble bien que nettement orientés suivant la ligneation d'allongement régionale soient sécants sur la foliation des gneiss. En fait, on sait [13] que les générations successives de magmas orientés peuvent se recouvrir au cours du diapirisme. Les études métamorphiques [6], [11], [16], [17] montrent l'existence d'un gradient thermique raide (200-300°C/km) avec apparition de l'extérieur vers l'intérieur du dôme, de biotite, cordiérite, grenat, staurotide, andalousite, sillimanite et feldspath potassique. Les isogrades dessinent des courbes concentriques subparallèles au dôme. Les calculs thermodynamiques [17] sont compatibles avec le modèle diapirique. Les traces d'un métamorphisme antérieur de haute pression (éclogites et disthène relictuel) [18], [11b] sont interprétés suivant les auteurs, soit comme un stade précoce lié à la tectonique tangentielle [19], [8] soit comme un événement antérieur à l'histoire hercynienne [11b], [18]. 1790 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série D, p. 1787-1794, 1988 Un modèle diapirique rend bien compte de la structure zonée, de la géochronologie et du métamorphisme de la zone axiale. Il s'agit d'un dôme immature car on ne connaît ni «pédoncule» différencié, ni «chapeau» concave vers le haut comme dans les diapirs évolués [13]. Contrairement aux dômes isodiamétriques où les linéations sont généralement radiales [12b], la zone axiale est très anisodiamétrique (rapport axial = 2,8), les linéations minérales et d'allongement (N 50 E-N 70 E) sont subparallèles au grand axe [20], [2], [6], [7], [8], [11], [12]. Cette originalité se retrouve dans la cinématique de sa mise en place. RÉGIMES DE DÉFORMATION AUTOUR DE LA ZONE AXIALE. — Les critères
sont interprétés suivant les auteurs, soit comme un stade précoce lié à la tectonique tangentielle [19], [8] soit comme un événement antérieur à l'histoire hercynienne [11b], [18]. 1790 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série D, p. 1787-1794, 1988 Un modèle diapirique rend bien compte de la structure zonée, de la géochronologie et du métamorphisme de la zone axiale. Il s'agit d'un dôme immature car on ne connaît ni «pédoncule» différencié, ni «chapeau» concave vers le haut comme dans les diapirs évolués [13]. Contrairement aux dômes isodiamétriques où les linéations sont généralement radiales [12b], la zone axiale est très anisodiamétrique (rapport axial = 2,8), les linéations minérales et d'allongement (N 50 E-N 70 E) sont subparallèles au grand axe [20], [2], [6], [7], [8], [11], [12]. Cette originalité se retrouve dans la cinématique de sa mise en place. RÉGIMES DE DÉFORMATION AUTOUR DE LA ZONE AXIALE. — Les critères de cisaillement classiques: cristallisations en zones abritées, déformation de minéraux syntectoniques, bandes de cisaillement, axes C du quartz [21] ont été systématiquement analysés à l'ouest du dôme [22] et plus succintement à l'est du fait des travaux existants [8], [23]. Quelques critères courants sont illustrés (fig. 3). Tous les sens de cisaillement sont reportés (fig. 1) et schématisés (fig. 2). Le régime de déformation est dans l'ensemble non-coaxial. Dans la terminaison ouest du dôme, de Plaisance au Massif de Nore en passant par Mazamet et Mas-Cabardès, le cisaillement est vers l'ouest. Dans la terminaison orientale (périphérie du Caroux et de l'Espinouse) le cisaillement se fait d'ouest en est. Sur la plus grande partie du flanc nord, de l'est de Plaisance à Lacaune et Murât le cisaillement correspond à un mouvement décrochant dextre-normal, (linéations à pitch 40 à 50 W). Sur le flanc sud, de l'ouest de Saint-Pons aux gorges d'Héric, la foliation est subverticale, le cisaillement correspond à un décrochement sinistre. Autour de Labastide-Rouairoux, bien que des structures asymétriques soient parfois observées, un régime de déformation coaxial prédomine. Il est mis en évidence par l'absence de bandes de cisaillement, la symétrie des queues de cristallisation et des couronnes croisées d'axes
de cisaillement sont reportés (fig. 1) et schématisés (fig. 2). Le régime de déformation est dans l'ensemble non-coaxial. Dans la terminaison ouest du dôme, de Plaisance au Massif de Nore en passant par Mazamet et Mas-Cabardès, le cisaillement est vers l'ouest. Dans la terminaison orientale (périphérie du Caroux et de l'Espinouse) le cisaillement se fait d'ouest en est. Sur la plus grande partie du flanc nord, de l'est de Plaisance à Lacaune et Murât le cisaillement correspond à un mouvement décrochant dextre-normal, (linéations à pitch 40 à 50 W). Sur le flanc sud, de l'ouest de Saint-Pons aux gorges d'Héric, la foliation est subverticale, le cisaillement correspond à un décrochement sinistre. Autour de Labastide-Rouairoux, bien que des structures asymétriques soient parfois observées, un régime de déformation coaxial prédomine. Il est mis en évidence par l'absence de bandes de cisaillement, la symétrie des queues de cristallisation et des couronnes croisées d'axes C du quartz (fig. 3 A, B, C, EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 1. Schéma structural de la zone axiale. 1 : Terrains stéphanien et plus récents. 2 : Terrains paléozoiques fossilifères des versants nord et sud. 3: Micaschistes (schistes «X» et équivalents). 4: Gneiss. 5: Migmatites. 6: Granits. 7, 8, 9: Lineation minérale et d'allongement; 7: sens du cisaillement pour une foliation peu pentée; 8 : déformation coaxiale; 9 : cisaillement sinistre pour une foliation subverticale. L : Lacaune. MU: Murât. SG: Saint-Gervais. SA: Saint-Étienne d'Albagnan. SP: Saint-Pons. LB: La Bastide Rouairoux. MC: Mas Cabardès. M: Mazamet. P: Plaisance. Massifs granitiques LA : Lauzas, A: Angles, S : Soulié, LM : Les Martyrs, LY : Lampy. Fig. 1. — Structural map of the axial zone. 1: Stephanian and younger rocks. 2: fossiliferous paleozoic rocks (N. and S. sides). 3: Micaschists (schists X). 4: Gneiss. 5: Migmatites. 6: Granits. 1, 8, 9: Mineral and stretching lineation. 1: shear sense for a flat lying foliation. 8: coaxial régime. 9: left lateral shear for a subvertical foliation. Fig. 2. — Interprétation du dôme migmatitique de la zone axiale (même figurés que la figure 1); la faille de Mazamet, d'âge tertiaire a
7, 8, 9: Lineation minérale et d'allongement; 7: sens du cisaillement pour une foliation peu pentée; 8 : déformation coaxiale; 9 : cisaillement sinistre pour une foliation subverticale. L : Lacaune. MU: Murât. SG: Saint-Gervais. SA: Saint-Étienne d'Albagnan. SP: Saint-Pons. LB: La Bastide Rouairoux. MC: Mas Cabardès. M: Mazamet. P: Plaisance. Massifs granitiques LA : Lauzas, A: Angles, S : Soulié, LM : Les Martyrs, LY : Lampy. Fig. 1. — Structural map of the axial zone. 1: Stephanian and younger rocks. 2: fossiliferous paleozoic rocks (N. and S. sides). 3: Micaschists (schists X). 4: Gneiss. 5: Migmatites. 6: Granits. 1, 8, 9: Mineral and stretching lineation. 1: shear sense for a flat lying foliation. 8: coaxial régime. 9: left lateral shear for a subvertical foliation. Fig. 2. — Interprétation du dôme migmatitique de la zone axiale (même figurés que la figure 1); la faille de Mazamet, d'âge tertiaire a été supprimée. Les blocs diagrammes symbolisent le régime de déformation: coaxial autour de La Bastide Rouairoux et Plaisance, non-coaxial vers l'ouest à l'ouest et non-coaxial vers l'est à l'est. Le graphe représente qualitativement les variations du cisaillement (y) le long du grand axe du dôme. Fig. 2. — Interprétation of the migmatitic dôme of the axial zone (same symbols as in Figure 1); the Mazamet fault has been omitted. The small blocks diagrammes show the deformation régime: coaxial around La Bastide Rouairoux and Plaisance; non-coaxial towards the west in the western area and towards the east in the eastern area. The graph shows qualitatively the variations of the shear strain (y) versus the long axis of the dôme. PLANCHE 1/PLATE I MICHEL FAURE PLANCHE 11/PLATE II C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série D, p. 1787-1794, 1988 1793 Planche II Fig. 3. — Critères de régime de déformation. A-D: régime coaxial. A, B, C: grenats à queues de cristallisation symétriques (N. de La Bastide Rouairoux), barre = 1 mm. D: orthogneiss de Plaisance, barre = 1 cm. E-F: régime non-coaxial. E: queues asymétriques, microconglomerats, schistes X, Saint-Étienne d'Albagnan, barre = 1 mm. F: bandes de cisaillement, gneiss, N. de
the migmatitic dôme of the axial zone (same symbols as in Figure 1); the Mazamet fault has been omitted. The small blocks diagrammes show the deformation régime: coaxial around La Bastide Rouairoux and Plaisance; non-coaxial towards the west in the western area and towards the east in the eastern area. The graph shows qualitatively the variations of the shear strain (y) versus the long axis of the dôme. PLANCHE 1/PLATE I MICHEL FAURE PLANCHE 11/PLATE II C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série D, p. 1787-1794, 1988 1793 Planche II Fig. 3. — Critères de régime de déformation. A-D: régime coaxial. A, B, C: grenats à queues de cristallisation symétriques (N. de La Bastide Rouairoux), barre = 1 mm. D: orthogneiss de Plaisance, barre = 1 cm. E-F: régime non-coaxial. E: queues asymétriques, microconglomerats, schistes X, Saint-Étienne d'Albagnan, barre = 1 mm. F: bandes de cisaillement, gneiss, N. de Saint-Pons, barre =1 cm. G: figure d'enroulement, gneiss veillé, E. de Mazamet, barre = 1 cm. H: Grenat à queues asymétriques, gneiss fin, NE de Mas Cabardès, barre = 1 mm. I: claste asymétrique, calcaire schiste, ouest de Lacaune, barre = 1 mm. J: grenat à queues asymétriques, schistes X, E. de Mas Cabardès, barre =1 cm. Fig. 3. — Criteria of deformation régime. A-D: coaxial strain. A, B, C: garnets surrounded by symmetric pressure shadows, N. of La Bastide Rouairoux, bar = 1 mm. D: Plaisance orthogneiss, bar= 1 cm. E-H: non-coaxial strain. E: asymmetry pressure shadows, microconglomerate, schists X, Saint-Étienne d'Albagnan, bar = 1 mm. F: shear bonds, gneiss, N. of Saint-Pons, bar =1 cm. G: rolling structure, augen gneiss, E. of Mazamet, bar= 1 cm. H: Garnet with asymmetric pressure shadows, fine grain gneiss, NE of Mas Cabardès, bar= mm. I: asymmetric clast, calcschist, W. of Lacaune, bar= mm. J: garnet with asymmetric pressure shadows, schists X, E. of Mas Cabardès, bar= cm. D). Dans le plan XY de l'ellipsoïde de déformation, des fibres radiales de quartz autour des yeux feldspathiques montrent un ellipsoïde de déformation dans le champ de l'aplatissement (K < 1). De même, un