BULLETIN

MUSÉUM NATIONAL D’HISTOIRE NATURELLE

57, rue Cuvier, 75005 Paris

Directeur : Pr M. Yachon.

Comité directeur : Prs Y. Le Grand, C. Lévi, J. Dorst.

Rédacteur général : Dr M.-L. Bauchot.

Secrétaire de rédaction : M me P. Dupérier.

Conseiller pour l’illustration : Dr N. IIallé.

Le Bulletin du Muséum national d’Histoire naturelle, revue bimestrielle, paraît depuis

1895 et publie des travaux originaux relatifs aux diverses branches de la Science.

Les tomes 1 à 34 (1895-1928), constituant la l re série, et les tomes 35 à 42 (1929-1970),

constituant la 2 e série, étaient formés de fascicules regroupant des articles divers.

A partir de 1971, le Bulletin 3 e série est divisé en six sections (Zoologie — Botanique —

Sciences de la Terre — Sciences de l'Homme — Sciences physico-chimiques — Écologie

générale) et les articles paraissent, en principe, par fascicules séparés.

S’adresser :

— pour les échanges, à la Bibliothèque centrale du Muséum national d’His-

toire naturelle, 38, rue Geoffroy-Saint-Hilaire, 75005 Paris (C.C.P.,

Paris 9062-62) ;

— pour les abonnements et les achats au numéro, à la Librairie du Muséum

36, rue Geofïroy-Saint-Hilaire, 75005 Paris (C.C.P., Paris 17591-12 —

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— pour tout ce qui concerne la rédaction, au Secrétariat du Bulletin, 57, rue

CuvieT, 75005 Paris.

Abonnements pour l’année 1974

Abonnement général : France, 440 F ; Étranger, 484 F.

Zoologie : France, 340 F ; Étranger, 374 F.

Sciences de la Terre : France, 90 F ; Étranger, 99 F.

Botanique : France, 70 F ; Étranger, 77 F.

Écologie générale : France, 60 F ; Étranger, 66 F.

Sciences physico-chimiques : France, 20 F ; Étranger, 22 F.

International Standard Serial -Xmuter (ISSN) : 0027-4070.

BULLETIN DU MUSÉUM NATIONAL D’HISTOIRE NATURELLE

3 e série, n° 214, mars-avril 1974, Sciences de la Terre 34

Étude géologique et métallogénique de la haute vallée

de l’Orb (Hérault).

Relations socle-couverture. Problème des silicifications

et des minéralisations barytiques 1

par Jean-Marie Rouchy *

Résumé. — Les différents types de minéralisations de la haute vallée de l’Orb (versant sep¬

tentrional de la Montagne Nuire, Hérault) sont étudiés dans le cadre d'une reconstitution complète

de l’histoire régionale, Ainsi, au niveau du socle paléozoïque, deux types essentiels déminéralisa¬

tions sont individualisés et situés dans l’évolution structurale : les minéralisationspolymétalliques

complexes d’âge en partie préhereynien et les minéralisations à sulfoantimoniures de, cuivre et

de plomb dominant* d’âge posthercynien. Les silicifications cl les accumulations barytiques

(karstiques) sont pour leur part liées à l’histoire sédimentaire du Trias et contrôlées par la litho¬

logie, la paléogéographie et dans le premier cas les déformations tectoniques successives.

Abstract. — Within the framework of the complété reconstitution of llie gcological and

régional s tory o( the Orb valley (Northern Versant of the Montagne Noire, Hérault) the different ore

deposits types hâve been stiidied. Su, in the palenzoie basement complex, two prineipal ore

deposits types hâve been individualized and situated in the structural évolution : in part preher-

cynian complex polymetallic ore deposits and posthercynian copper and lcad sulphur-antimonied

deposits. As lor the silicifications and barite accumulations (karstîc) they are bounded and con-

troled by lithology, paleogeography and in the ûrst case by successive, tectonic deformations.

SOMMAIRE

LE SOCLE ANTÉTRIASIQUE — LES MINÉRALISATIONS ASSOCIÉES.. 4

I. Le SOCLE ANTÉTRIASIQUE... 5

A. — Étude litliostratigraphique. 5

B. — Aperçu structural. 14

IJ. Les MINÉRALISATIONS DU SOCLE ANTÉTRIASIQUE . 15

1. Travail réalisé au Laboratoire de Géologie appliquée (Étude des concentrations métallifères et

de leur genèse) de T Université de Paris VI (4, place Jussieu, 75005 Paris) dans le cadre d’une thèse de doc¬

torat de spécialité soutenue le 30 mai 1973.

* Laboratoire de Géologie, Muséum national d'Histoire naturelle, 61, rue de Bufjon, 75005 Paris.

214, 1

JEAN-MARIE ROUCHY

A. — Les caractères principaux des minéralisations. 16

B. — Hypothèses génétiques précédentes. Synthèse gîtologique. 24

LA COUVERTURE TRIASIQUE. 27

I. Étude litiiosthatigraphique du Trias. . 28

A. — Analyse lithostratigraphique du Trias. 29

B. — Essai de caractérisation du domaine sédimentaire. 38

IL Étude paléogéographique et structurale. . 43

A. — Etude paléogéographique. 43

B. — Étude structurale.. .. 48

C. — Essai de reconstitution paléogéographique et structurale. 60

SILICIFICATIONS — MINÉRALISATIONS BARYTIQUES. 63

I. Caractères gîtologiques . 64

A. — Répartition de la silice et de la harytine. 64

B. — Synthèse gîtologique. 74

IL Interprétations proposées. 81

A. —- Les hypothèses génétiques antérieures. 81

B. — Le schéma génétique proposé. 81

CONCLUSIONS GÉNÉRALES. 85

Références bibliographiques. 90

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTA LLOGÉMQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

Le secteur concerné par ce travail est situé sur le versant septentrional de la Mon¬

tagne Noire. L'étude porte sur deux grands ensembles géologiques différents : d’une part

les terrains paléozoïques antéhercyniens de l'extrémité orientale des Monts de l’Est de

Lacaune et d’autre part les formations mésozoïques transgressives, appartenant au domaine

des Causses méridionaux (Larzae, Gabriac). La haute vallée de l’Orb qui s’étend sur la partie

centrale inférieure de la feuille au 1/80 000 de St-Affrique et se poursuit sur la bordure

septentrionale de la feuille île Bédarieux à la même échelle, constitue le trait, géographique

dominant du secteur. Le but du travail est l’analyse des relations paléogéographiques,

au sens large, et éventuellement géochimiques, existant entre le socle paléozoïque pour

l’essentiel et sa couverture mésozoïque, plus particulièrement le Trias.

Fig. 1. — Carte de situation du domaine étudié.

JEAN-MARIE ROUCHY

LE SOCLE ANTÉTRIASIQUE LES MINÉRALISATIONS ASSOCIÉES

Une étude précise des caractères paléogéographiques et structuraux de la couverture triasique

transgressive ne peut se concevoir sans une connaissance solide des caractéristiques de l’édifice

hercynien.

L existence de plusieurs unités structurales superposées (Avène-Mètidie, Mélagues, Rocozels,

Mc.rdellou, cf. fig. 2) ne permet pas d’établir une colonne stratigraphique synthétique, d’autant

plus que seuls ont été datés paléontologiquement les niveaux du Cambrien moyen (partie inférieure),

uniquement représentés dans les unités de Mélagues et de Rocozels. Les puissantes formations

carbonatées sous-jacentes, représentées dans les trois écailles étudiées, peuvent être rapportées au

Gam brien i n férieu r.

Les termes infracarhonatés, constitués de petites et de grès dans lesquels s'intercalent à divers

niveaux des épisodes volcann-séd i mon taires, posent des problèmes de datation : certains repré¬

sentent le Cambrien inférieur, d’autres ont été rapportés à l’Antécambrien. La série gréso-pélilique

superposée aux carbonates cambriens est bien représentée dans l’unité de Mélagues ; elle comprend

le Cambrien moyen, le Cambrien supérieur éventuellement et une partie de l’Ordovicien. Le Silu¬

rien n est connu que dans la zone de Muràsson (située hors du périmètre, étudié). Les étages dévo¬

nien et carbonifère ne sont pas représentés.

Fig. 2. — Carte de localisation des principales unités structurales

du socle antétriasique (échelle 1/50.000 e ).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

I. LE SOCLE ANTÉTRIASIQUE

A. — Étude lithostratigraphique

Les premières observations ont montré l’intérêt de comparaisons avec la succession

stratigraphique du versant sud dans laquelle des subdivisions précises et détaillées ont été

mises en évidence par les travaux de F, Boyer (1962), F. Boyer et R. Guiraud (1964),

R. Courtessole et I. Seguiek (1971), en particulier.

I. Les séries gréso-pélitiques infracarbonates

(Fig. 3)

a — Dans l'unité de MMagnes affleure sur une distance d’environ 900 m, avec un

pendage de 60 à 80° vers le NW, une série de grès et de quartzites de teinte verdâtre, décou¬

pés par une. schistosité parallèle au litage sédimentaire on bancs d’épaisseur décimétrique

à métrique. L it ensemble pélilique s’individualise à la base de la formation ; des passées

trouées, dont les cavités décimétriques emplies de limonite représentent d’anciennes aman¬

des carlin mitées, s’intercalent dans la partie médiane de la formation; des passées poli¬

tiques apparaissent également au sommet.

La position verticale de ces niveaux sons les carbonates cambriens d’une part et les

caractères liBiologiques d’autre part permettent d’assimiler aisément cet ensemble aux grès

de Marcorv du versant sud, datés du Cambrien inférieur.

UNITÉ DE ROCOZELS

VERSANT SUD UNTTE D’AVÉNE - MENDIC UNITÉ DE MELAGUES

(CAMBRIEN INFÉRIEUR!

d'après F Bcyar , 1966

document «nfillt

Jbom-jr-

Fig. 3. Comparaison des formations détritiques du Cambrien

Montagne Noire (d’après F. Boyer) et de celles des unités de

inférieur du versant méridional de la

Mélagues et d'Avéne-Mendic.

b — Dans les unités encadrantes (AvènC-Mendic et Koeozels), de puissants ensembles

détritiques possèdent un caractère commun : la présence d’épisodes voleano-sédimeritaires ;

JEAN-MARIE ROUCHY

cependant la position verticale de ces horizons volcaniques par rapport à la hase des car¬

bonates est différente selon l’unité considérée.

Dans Vunité de Rocozels, le volcanisme débute immédiatement sous les carbonates

(quelques niveaux volcano-sédimentaires s’intercalent même dans la partie inférieure de

runité carbonatée) ; au-dessous existe un puissant ensemble de grès et de pélites classique¬

ment attribué au Précambrien.

Dans l’unité d’Avène , un type particulier de roches (porphyroïdes), en partie volcano-

sédimentaires, se place à 200 m à peine sous la hase des dolomies cambriennes, ménageant

ainsi la place à un terme détritique, parfois grossier (conglomératique) dont les auteurs

font un Marcory d’épaisseur réduite. Les porphyroïdes reposent sur un puissant ensemble

gréseux à gréso-pélitique dans lequel est encaissé le granité du Mendie. Nous allons rappeler

sommairement les caractères de ces trois ensembles.

L'ensemble inférieur (800 m) est. constitué de pélites micacées et de grès.

Les porphyroïdes de la Rode Basse (200 m) sont des roches à texture orientée, classi¬

quement désignées par le vocable de <( blaviérite ». Au microscope, les quartz globuleux,

parfois éclatés, les feldspaths altérés, entourés de « queues » de cristallisation, sont emballés

dans un fond quartzo-sériciteux h texture lluidale.

La série gréseuse supérieure est essentiellement composée de grès et d’arkoses admettant

de nombreuses intercalations politiques. Vers la base, sa composition pélrographique,

globalement identique à celle des porphyroïdes sous-jacents, atteste le remaniement indu¬

bitable de ces derniers ; de véritables passées congloméra tiques sont d’ailleurs observables

près du contact entre les deux formations.

c — Problème de l’aüribvlioti straligraphique : Dans les deux derniers cas, la plupart

des auteurs, M. Tnonir. l’un des premiers, interprètent les épisodes volcano-sédimentaires

comme une profonde coupure stratigraphique et en font, la base du Cambrien régional.

Ils sont donc logiquement conduits à attribuer les deux ensembles détritiques infravolca-

niques au Précambrien.

B. Gèze (1949) ne tranche pas ; plus récemment, .1. P. Carbon (1958), à 1 échelle

du secteur, pense qu’aucune discontinuité n’étant décelable, le prétendu Antécambrien

paraît « au moins en partie, représenter un équivalent latéral des grès de Marcory ». Cette

interprétation parait en fait la plus logique dans l’état actuel des données.

2. Les formations earbonatées du Cambrien inférieur

Les subdivisions adoptées en ce qui concerne les deux principales bandes dolomitiques

examinées, celle de l’unité d’Avène-Mendic (dolomies d'Avène-Fombine) et, celle de l’unité

de Mélagues (dolomies de la Ralliasse) sont résumées dans la figure 4.

a — Dans l’unité de Mélagues fies dolomies de la Rabasse — col de Bouysse) : La série

complète affleure dans le lit de l’Orb, en amont du barrage d’Avène, sur une distance voi¬

sine de 1 500 m (pendage moyen des couches : 50° NNW). En partant du lias, on observe

la succession suivante :

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L'ORB

UNITÉ D'AVENE -MENDfC

EQUIVALENTS STRATI6RA-

PHIQUES DU VERSANT

SUD-

(d'après document inédit

d* F. BOYER, 1966)

UNITÉ DE MÉLAQUES

Coup* à l'Est

d* l'ORB

Coup* a l'Ousst

d* l'ORB

IPcAltS i

-Cilc-I'IR

Silice 6

Schisfo doiopn ’loüs

dolomies massives

A’-choccyatU»!

Alternance»

grfiso- sarbunnlées

mÉZL _

jÜüîT 3

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aolomf» wmfcrts 3 cKoiu**

dolnmi* |aur»8tr#

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nlvnout pilltlqu*»

dol cTiïfalll n*i

acuolafr*«

A|t*non«

d* oante itcto-

mitlquss *1

y ' d* péiit*i

Alternances détrito-

carbonaté**

Fig. 4. — Comparaison des séries carbonatées cambriennes du versant méridional (d’après F. Boyer)

et de celles des unités d’ A vène-Mendie et de Mélagues (coupes levées avec F. Boyer)*

Alternances gréso-carbonatées (4 à 5 rn) : sur une puissance de quelques mètres seule¬

ment, on peut observer, au-dessus des derniers bancs gréseux de l’ensemble lithologique

sous-jacent, quelques intercalations carbonate es au sein des niveaux gréseux de teinte

claire.

Dolomies vacuolaires (250 m) : un ensemble massif de dolomies beiges, très cristallines

et vacuolaires, sans litage apparent, repose sur les alternances.

Dolomies ouïssions (250 m) : des dolomies à patine sombre, massives, sans litage net,

à grain plus fin, constituent la totalité de la série ; près de Rouvignae et du col de Bouysse,

l'individualisation d’un faciès panaché, que l’on ne retrouve pas ailleurs, résulte peut-être

de recristallisations au voisinage de la surface antétriasique ; un niveau siliceux d’épaisseur

semi-métrique s’intercale en outre au sommet de la formation.

Ensemble seltislo-doloinUique (200 in) : la limite avec la formation sous-jacente n’est

pas nette. Cet ensemble est composé de dolomies à patine jaunâtre, beiges à la cassure,

en bancs nettement individualisés, séparés par des joints ou des niveaux politiques (rares

dans la vallée de l’Orb, bien développés près du hameau de Corbière»). Les cbailles, ovoïdes

ou allongées parallèlement ou obliquement à la stratification, de teinte claire et souvent

de grande taille, sont abondantes. Vers le sommet de la formation, s’intercale un niveau

d’aspect varvé, montrant des structures rappelant des concrétions stxomatolithiques.

Dolomies à liiaUles (50 lu) : la couleur gris sombre, bleutée, ! abondance des cbailles

de teinte foncée et le litage très (in sont les caractères dominants de cet ensemble (fig. 5).

A la base, un niveau bréchique remanie les cbailles de la formation sous-jacente ; un épi¬

sode bréchique est connu à ce niveau en certains points du versant sud. Les contourne¬

ments et plissotements sont nombreux et évoquent souvent des structures stromatolithiques

ou des convolutes hedding ; on observe en outre un niveau oolilhique à fragments algaires ;

JEAN-MARIE RQUCHY

certaines structures pourraient être rapportées à des Oncolithcs. Les bancs, riches en sty-

lolithes, sont parfois séparés par de fins intervalles pélitiques.

10m

«Jolomiss beiges, i>ès cristallines, □ petites géodes siliceuses

dolomies cJairos a structures en coupoles finement litées

(concrétions stromatolithigues).

dolomies beige clair, grenues, parfois vacuolaires, chailles sombres

peu nombreuses et de petite taille , stylolites nombreux

dolomie grise, ri grain fin, chailles de plus pelite dimension par¬

fois à structure bréchiaue, chaînes en coupoles (convolutes ou

concrétions stromoto lit bique»

ehmlle sombre de grande tailla (occupant la totalité du bonc).

dolanries sombres a‘ groin frn , litées. possêes a' structures olgoires

(Dncaiithes), stylolites si|lceu«

dclumtes sombres, quelques chailles, récurrences déstructurés

contournées, oolithes et gratifies

dolomies sombres d’aspect varié, contournements (convolutes ou

concrétions stromatolithigues, stylo ti thés J

dolomies sombres, a‘ grain fin, chailles a stucture brèchique

dolomies sombres, a groin tin, contenant seulement quelques

passée* d'ospeat vorve, a chailles nombreuses, généralement

oe teinte très sombre

dolomies sombres, parfois d'ospect vorW avec chailles

sombres {allongées ou en amandes,) niveaux brêchiques,

a points siliceux

brèche a éléments de chailles claires

Fig. 5. — Coupe des dolomies à chailles de La Rabasse (unité de Mélagues).

Dolomies sommitales (30 m) : il s'agit d’un ensemble de dolomies rousses, beiges, très

cristallines et à nombreuses géodes centimétriques de quartz.

b —- Dans l’unité d'Avène-Mendie (les dolomies d’Avène-Fonibine) (fig. 41 :

Alternances gréso-carbanalées (50 m) : Elles présentent un développement bien plus

important que dans l’unité précédente ; vers leur sommet s’individualisent des niveaux

de pélites à amandes calcaires.

Dolomies vacuolaires inférieures (80 m) : Il s’agit de dolomies très cristallines qui pos¬

sèdent une épaisseur nettement inférieure à celle du terme équivalent de l’unité de Mélagues ;

dans la partie médiane de la formation, s’individualisent deux passées à oolithes siliceuses.

Entre le Coural et St-André l’Eglise, ces niveaux oolithiques semblent relayés latéralement

par une passée de dolomies beiges très cristallines à chailles polygonales de teinte bleutée

claire. Près du hameau de la Mendrerie, les deux ensembles sont séparés par un intervalle

politique.

Dolomies sombres massives ou litées (250 m) : Elles débutent par des niveaux finement

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET TOÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

lités d’aspect varvé, île dolomies sombres parfois noires présentant de nombreuses struc¬

tures sédiinentaires (brèches, contournements, plissotements) et des ehailles sombres.

Dans les lacets de la roule de Fombine, ou peut observer des dolomies sombres, en bancs

centimétriques à décimétriquos, laminées cl conlcnaut parfois des ehailles sombres ; ce

terme n’ost représenté qu'à l’est de l’Orb (Avcnc-Vinas),

Il est important de noter que l’ensemble de ces dolomies acquiert souvent, par recristal¬

lisation en une dolomie spathique blanche, un aspect pseudobréebique que l’on ne peut

s’empêcher de rapprocher des horizons panachés du col de Bouyssc.

L'ensemble dolomitique indifférencié : les coupes situées à l’est et à l’ouest de l’Orb

peuvent doue aisément être mises en corrélation eu ce qui concerne la partie inférieure

que nous venons d examiner. Eu revanche, le passage aux termes supérieurs pose des pro¬

blèmes.

La coupe, de la vallée du Rieussec ((ig. 4) est la plus détaillée ; toutefois les dolomise

sombres, massives ou litées ri’y sont pas représentées ; l’ensemble débute, au-dessus des

dolomies vaeuolaires inférieures, par un ensemble de bancs de dolomies beiges, très cristallines,

directement surmontées par des alternances de lianes dolnmitiques de teinte beige à jaunâtre

(d’épaisseur faible, souvent inférieure au décimètre) et de niveaux politique*. Après un

passage de dolomies cristallines, vaeuolaires, et de niveaux plus massifs, la série est consti¬

tuée par une épaisseur Lies importante (50(1 m) d’un ensemble de didonnes, d aspect rnassil,

à grain généralement plus lin, beiges ou gris sombre, à rares passées litées vers la base.

Sous le pont du Rieussec, s’intercalent toutefois des niveaux dolomiliques très sombres

(d’épaisseur inférieure à \ m), finement blés, à rubans siliceux sombres.

A l’est de l’tjrb, dans la région d’Avèno, affleure, au-dessus des dolomies sombres

et litées de Fombine. un ensemble de doloqjjos indifférenciées, beiges ou plus sombres.

Les dolomies vaeuolaires supérieures (50 m) : la série carbonatée se poursuiL par des

dolomies beiges, très vaeuolaires, en lianes séparés par des joints politiques.

Les niveaux dolomiliques ondulés (50 m) : des dolomies en plaquettes ondulées de 3

à 10 cm d’épaisseur en moyenne, séparées par des joints pélitiques, terminent la série car-

bonatéc du Cambrien inférieur.

c — Corrélations (fig. 4)

Dans l’unité de Mélagues, la superposition verticale des différents termes et les princi¬

paux caractères liÜiologiques (fig. 4) permettent d’établir des corrélations avec la succes¬

sion lithostratigrapliiquc du versant méridional proposée par F. Boyer. Les dolomies

sombres à ehailles, reposant sur un ensemble de dolomies jaunâtres, h ehailles blanches

et à intercalations pélitiques, évoquent respectivement les formations silieo-dolonûtique et

schisto-dolormtique. Au-dessus, les dolomies vaeuolaires représentent peut-être l’équivalent

de l’ensemble calcaires entrelacés — calcaires blancs (ces derniers étant déjà du Cambrien

moyen). Sous le schisto-dolomitique, les dolomies sombres massives pourraient constituer

l’équivalent latéral de l’ensemble dolomies massives — dolomies litées-rubanées.

Les corrélations entre les unités d*Avèue-Mcndic et de Mélagues d’une part et le ver¬

sant sud d’autre part sont malaisées.

JEAN-MARIE ROUCHY

Au niveau de la partie inférieure des formations, on note la présence des alternances

dctritico-carbonatées et des dolomies vaeuolaires et cristallines, parfaitement comparables

à celles de l'unité de Mélagues.

Dans la coupe à I ouest de I Urb, les dolomies sombres finement litées à la base ou

massives vers le sommet peuvent être assimilées aux dolomies massives de l’unité de Méla¬

gues et à celles du versant sud. Cette dernière corrélation est renforcée par la présence

entre les dolomies massives et les dolomies vaeuolaires d’un épisode politique ; un tel niveau

est constant dans le versant sud.

Les dolomies sombres, finement litées, rencontrées au sommet de la formation, évo¬

quent les dolomies litées rubanées du versant sud.

Dans la coupe du Rieussec, les dolomies massives n’ont pu être individualisées ; en

revanche, les alternances de bancs dolomitiques jaunâtres et de niveaux pélitiques pour¬

raient représenter l’équivalent, du sehisto-dolomitique.

Les corrélations entre les deux coupes sont rendues difficiles par la présence vraisem¬

blable d'un accident situé vers la base des alternances dolomies-péliles du Rieussec. La

direction SSW-W'K passant par ce point est d’ailleurs jalonnée par la vallée du liieussec,

à l'est, la source thermominérale des bains d’Avèue et par la direction du ravin du Rieu-

dale. M. Ric.ot.vt (lütitt) imagine un contact chevauchant pour expliquer la présence des

sources d'Avène ; sans souscrire totalement à cette interprétation (un contact de cette

importance n’étant pas observable), on peut imaginer que l’absence des dolomies sombres

datis la vallée du Rieussec et celle des alternances doiomies-pélites près des bains d’Avène

pourraient être mises sur le compte d’un accident. Au-dessus, le puissant complexe des

dolomies indifférenciées occuperait donc la position des dolomies à ebailles de. l’unité de

Mélagues (silico-dolomitique du versant sud). L’énorme différence d’épaisseur rend cepen¬

dant difficile une telle assimilation. Il est toutefois intéressant de noter que dans le Sud-

Pardailhan (versant méridional), parallèlement à une disparition des chailles, la formation

silico-dolomitique atteint une épaisseur nettement supérieure (F. Boyer, thèse à paraître).

Les plaquettes dolomitiques ondulées sommitales peuvent être corrélées avec les cal¬

caires entrelacés (calcaires à Hyolites) du versant sud,

3. Le Cambrien moyen et supérieur

(Fig. 6)

Les terrains de cet âge sont seulement connus dans l’unité de Mélagues ; la vallée de

l’Orb offre une coupe naturelle complète. Une faune abondante de Trilobites (à Mélagues)

a permis de dater avec précision la partie inférieure de l’ensemble du Cambrien moyen.

a — IJ ensemble des « schistes troués >1

La succession lithologique comporte de la base vers le sommet :

— des pélites verdâtres dans lesquelles s’intercalent quelques récurrences carbonatées ;

— des pélites rouille à amandes carbonatées, généralement dissoutes vers la base (faciès

« schistes troués ») ; dans le ruisseau de Corbières, on observe latéralement des pélites noires, riches

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

ollemone* de pélites at da

g»*s micacé* : fociés flyscti

pélita* noi ras dg Moulin da

Tdll

pélltas violait**

pâlit* i at gréa verdâtres ou

roolllav.Nombreoses posâtes

rouille, d "faciès schistes troués"

à la base

calcaires amygdaUns et polit#* a'

amandes calcaires de lo Rod* Haut*

pilite* Intermédiaires

grés al Quortzilas de couleur

roune da La Siflrtrîa

pâlîtes 6 amande* corbonatée*

schistes troués, pilltas rouges

Fig. 6. — Le Cambrien moyen-supérieur et l’Ordovicien de la haute vallée de l’Orb.

en matière organique, en cubes de pyrite et en fragments de Trilobites ; des restes de Trilobites

sont également abondants près du hameau de La Lavagne dans les niveaux à amandes calcaires

de couleur rouille (ces deux gisements de fragments de Trilobites n’ont jamais été décrits) ;

— des pélites rouges, violacées ou verdâtres, admettant encore de nombreuses passées à aman¬

des calcaires et des passées trouées.

Cet ensemble représente 1’ « Acadien » inférieur,

b — Les grès de La Siffrerie

Ces grès et ces quarlzites, de teinte généralement rousse, parfois micacés et riches

en filonnets de quartz, représentent vraisemblablement l’équivalent des « quartzites infé¬

rieures de Barroubio » du versant sud.

c — Le complexe pélitique intermédiaire

Jusqu’au grand virage de la Rode Haute, affleure une série isoclinale de pélites verdâ¬

tres ou violacées admettant quelques intercalations gréseuses.

d — Les calcaires amygdaUns et calcschist.es de la Rode Haute

Il s’agit d’un ensemble de calcaires amygdaUns et de pélites à amandes calcaires pre¬

nant vers le sommet l’aspect typique des « schistes troués ». Us forment un ressaut dans

la topographie.

JEAN-MARIE ROUCHY

Une corrélation latérale avec le versant sud permet d’assimiler ces niveaux aux « cal¬

caires de la Val d’Homps », datés du Cambrien moyen terminal (R. Couhtessole et J.

Seguier, 1971), grâce ù la découverte récente d'une faune de Paradoxides.

e — Le complexe gréso-pélilique supérieur

11 est composé essentiellement de grès verdâtres, parfois micacés, riches en quartz

d’exsudation, et de pélites qui présentent vers la base un aspect troué dû à la dissolution

d’amandes carbonatées.

4. L’Ordovicien

(Fig. 6)

M. Tiioral (1935) signale près de Mélagues un niveau de pélites violettes, intercalé

entre le Cambrien et le Trémadoc. Nous avons retrouvé ce niveau entre Tauriac et La

Lavagne et dans la coupe de 1 Orb (voir carte au 1/20 000 e ). Compte tenu de la continuité

latérale de ce niveau, nous avons choisi conventionnellement de faire débuter l’Ordovicien

par les pélites violettes (épaisseur 2 m maximum), situées en aval du Moulin de Tali.

Sur la coupe de l’Orb, leur position en fait l’équivalent probable des couches rouges

à Euloma de. la partie méridionale de la Montagne Noire. Leur présence entre Tauriac et

La Lavagne atteste la continuité latérale de cet horizon à T échelle du secteur considéré.

Au-dessus, affleurent des grès micacés et des pélites ; au niveau du Moulin de Tali

s intercale un ensemble (20 à 30 m d’épaisseur) de pélites noires ; la série surincombante

est constituée d'alternances à faciès llyseh. de grès micacés et de pélites.

Le passage Cambrien-Ordovicien a été situé beaucoup plus bas dans la série que ne

l’avaient fait les auteurs précédents : compte tenu de l’assimilation des calcaires amygda-

lins aux calcaires de la Val d Homps (Cambrien moyen) cette donnée nouvelle permet

de limiter 1 importance attribuée au Cambrien supérieur ; elle prend d’autant plus d’intérêt

que la démonstration d’une « lacune quasi complète ou d’une grande réduction » de cet

étage a été réalisée dans le versant méridional (F. Boyer et R. Guiraud, 1964).

5. Rappel des faits significatifs

L’étude lithostratigraphique a montré que, malgré la rareté de la faune et l’intensité

de la dolomitisation, des corrélations relativement précises pouvaient être réalisées avec

la série stratigraphique du versant méridional. Les résultats auxquels nous sommes parvenus

sont résumés dans le tableau I.

Tableau I. — Comparaison des ensembles lithologiques du paléozoïque inférieur du

versant sud de la Montagne Noire et des unités de Mélagues et d’Avène-Mendic dans

le versant septentrional.

Ensembles lithologiques

du versant sud

(F. Boyer et R. Guiraud)

Unité de Mélagues

Unité

d’Âvène-Mendic

Ordovicien

Flysch

Quartzites « dentelle »

Couches rouges ferrugineuses à

Euloma

Pélites violettes du Moulin

de Tali

Cambrien

supérieur ?

P élites et grès

Cambrien

moyen

1 Calcaires amygdalins (de la

Val d’Homps)

, .2 i Quartzites supérieurs

a "§ ' Pélites à Dekacystis

® ° f Grands quartzites

« Schistes troués »

Calcaires noduleux rou-

Calcaires amygdalins de la

Rode Haute

Pélites à amandes calcaires

Pélites intermédiaires

Grès de La Siffrene

« Schistes troués »

ges

Calcaires blancs

Dolomies sommitales

Calcaires entrelacés.

Dolomies ondulées

Silico-dolomitîque

Schisto-dolomitiquc

Dolomies à chailles

Schisto-dolomitique

Dolomies vaeuol. sup.

Dolomies indif. -|- dol.

pél. Rieussec

Cambrien

inférieur

carbonaté

Dolomies Litées rubanées

Dolomies massives

Calcaires dolomitiques à Ar-

cheocyathus

Dolomies massives

Dolomies vacuolaires

Dolomies massives et li¬

tées

Dolomies vaeuol. à ni¬

veau oolithique

Pélites amandes cale.

Alt. detri lieu-carbon.

Alternances gréso-carbonatées

Alternances détritieo-car-

bonatées

Cambrien

inférieur

gréseux

Antécam-

brien ou in-

fracam-

brien ?

Grès de Marcory

Grès d’Avène

Grès du Coural

Porphyroïdes

Pélites et grès de la Rode

Rasse

JEAN-MARIE ROUCHY

B. —■ Aperçu structural

1. Les grandes unités structurales

Quatre écailles imbriquées, poussées vers le sud-est, composées de plis isoclinaux et

reposant sur la zone réputée autochtone du Mendie, constituent les unités fondamentales

des Monts de l’Est de Lacaune.

2. Les différentes phases tectoniques hercyniennes

M. Brcnel (1972) a mis en évidence l’existence d’une phase tangentielle souple, déve¬

loppée en climat épizonal à niésozonal et caractérisée par une schistosité « née subhori¬

zontale » et des microplis de direction moyenne N 130° E, déversés vers le SW ; il envisage

ainsi la succession des phases tectoniques hercyniennes :

première phase de tectonique tangentielle souple, responsable de la schistosité la plus

marquée ;

- deuxième phase de tectonique souple évoluant vers un style cassant : correspond aux plis

droits ou déversés au SE à contacts chevauchants redressés. Les phases de tectonique souple auraient

un ége postviséen et antéstéphanîen ;

— phase de tectonique cassante tradihercynienne, poststéphanienne et antétriasique (rejeu

en décrochements dexlres de la plupart ries accidents précédents).

3. Problèmes particuliers

(Fig- 7)

Bien que l’étude tectonique n’entre pas directement dans le cadre de ce travail, il

paraît intéressant d’insérer quelques ré flexions concernant la présence, entre le Mas de Meaux

et Lascours, d’un contact anormal souligné par des copeaux subhorizontaux de dolomies

cambriennes, pinces entre, les schistes ordoviciens au sud et l’ensemble schiste-gréseux

« infracarbonates cambriens » au nord.

A Lascours, au nord-est de ce contact, un autre copeau dolomitîque souligne le contact

chevauchant de l'unité de Bocozels.

Aucun décalage dans les unités carbonatées cambriennes ne justifiant le tracé, au niveau

de Lascours, d’un grand décrochement N-S de ce contact chevauchant (voir carte géolo¬

gique. au 20 000 e ), l'ensemble gréseux limité par les deux contacts ainsi définis représen¬

terait sans doute un lambeau de l’unité chevauchante. Il est important de noter que ce con¬

tact anormal supplémentaire est situé dans l’alignement d’un accident tracé dans le granité

par J.-P. Carron (1958) entre la Devèze et le mont Faoulat, Une partie du granité étant

intrusive dans les termes infracarbonatés cambriens entre les doux contacts, il est logique

d’admettre que la mise en place du granité a suivi celle de l’écaille de Rocozcls dans une

zone localement plus cisaillée.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ûRB

Sir II gr»Ja-**l.

tarioMTM- t-AMBRIEN INF.

«■nihrltni GRESEUX

CAMBRIEN. INFÉRIEUR CARBONATË

Grand* . Forehrrnl*» C lit «lurnanc» Da»amiu Po «aiil.ii SçMMa- Doiuml.» Do'pijO.» D«1.¥*bu*S. tlalamlo "smu»* Oril trk im.il P.'ill»

pr.hirc T nl» fc»rrjnl»n «rlwiii !X. iC _°*.V ’i’ùo -.lra. •• oc iliii .Mm»r*i InllNiW. «up*G»»*l ondjllu Irouai- * nilîû. wf.iïi.

ML inlanaurai iaa»r*> o clitUli» .1 iVÎ?

Conglomérat Aral lai C*«j Etna

PLIO-QUATERNAIRE

Fig. 7, — Coupe générale N.WV-SSE.

L’examen des coupes dans les formations carbonatées cambriennes de l’unité d’Avène-

Mendic a fait ressortir l’existence très probable d’un accident SW-NE passant par la vallée

du Kiousseo et les bains d'Avène.

En amont du barrage d’Avène, un accident subverlieal de direction analogue sépare

les grès et les dolomies du Cambrien inférieur de l'unité de Mélagues et provoque peut-être

la disparition d’une grande partie des alternances grésoearbonatées. Ces deux accidents

seraient à rapporter à la tectonique cassante tardihercynienne.

4. La place des massifs granitiques dans l’évolution structurale

Deux massifs granitiques sont intrusifs dans les formations paléozoïques :

— le massif du Mendie, au sud, d'âge antéhercynien ;

— le massif du Faoulat, au nord, et son important cortège filonien (microgranites, rhyolites,

microsyénites) mis eri place postérieurement aux premiers déplacements chevauchants (voir ci-

dessus).

IL LES MINÉRALISATIONS DU SOCLE ANTÉTRIASIQUE

Ce chapitre répond à trois préoccupations essentielles :

— fournir un inventaire aussi complet que possible des divers types de minéralisations ren¬

contrées et de leurs paragenèseS ;

— examiner les relations éventuelles avec la lithologie et la stratigraphie des formations

paléozoïques, les déformations hercyniennes et le massif granitique hercynien du Faoulat ;

— dégager la possibilité d’une source pour d’éventuelles minéralisations cachées de la cou¬

verture triasique. transgressive.

JEAN-MABIE ROUCHY

Le caractère inaccessible de la plupart des travaux anciens (éboulés ou noyés) et de

la mine de La Rabasse (noyée sous les eaux du barrage d’Avène), la disparition d’un grand

nombre de rapports et de documents miniers constituent autant d’obstacles à la réalisation

d’une étude complète. Les échantillons prélevés dans les Laides ou conservés dans la collec¬

tion du Laboratoire de Minéralogie du Muséum (aimablement mise à ma disposition par

M. J. Orcel) ont fourni l’essentiel des matériaux de l'étude mélallogénique.

Les indices et concentrations, nombreux à la périphérie du mont Faoulat (lig. 8) peu¬

vent être regroupés en deux types principaux d’après leurs paragenèses minérales : une

minéralisation polymétallique complexe, ; une minéralisation cuprifère à paragenèse simple.

granité hercynien du Faoulot

grès «f pâlîtes Cambrien

P~- • -1 sup. et Ordovicien

IcuCDaj petites à amandes calcaires

L-_j Cambrien moyen

dolomies Cambrien inferieur

_J grès Cambrien inférieur

VJ pe'lites e» grès “infrocombrien*

granité préhercynien du Mendie

a minéralisation polymetaHique compte** (type I)

0 minéralisoHon 6 sulfbartîimoniures de cuivre et

de plomb (type 2, éventuel, galène et stibine)

et filons de quortz représentés par ^

O indices de pyrite et mispickel dons l'infrocambnen*

HAUTE

Fig. 8. — Carte do localisation des principaux types de minéralisations (échelle 1/50.000 e ).

L’étude régionale la plus complète a été réalisée par M. Babhabb et J. Orcel (1945) ;

tous les indices et concentrations des concessions d’Avène-Vinas (cuivre), la Barre-Cor-

bières et Brusque (plomb-zinc) et leur contenu minéral y sont répertoriés et analysés ;

ces auteurs signalent en outre l’existence d’une minéralisation nickel ifère à La Rabasse

dont une première description avait été donnée par J. Obcel et C. Bkkthelot (1930).

A. — Les caractères principaux des minéralisations

1. Les minéralisations polymétalliques complexes

a — Dans les dolomies cambriennes (unité de M élagues) : La Rabasse

Les minéralisations de La Rabasse, exploitées jusqu’en 1954, représentent les seules

concentrations économiquement importantes du secteur.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

Contexte géologique

Tous les vieux travaux échelonnés de la vallée de l’Orb au col de Corbières sont situés

dans la partie supérieure des formations dolnruitiques, affectées .localement d’un pendage

moyen de 50° vers le N.NW. Les parties encore accessibles des vieux travaux ne montrent

jamais le minerai en place..

La position des anciennes excavations romaines et celle des chapeaux de fer, l’examen

des plans et des rapports miniers et la nature de rencaissant îles minerais prélevés dans

les h aidés permettent de situer la minéralisation au niveau de la partie sommitale de la

formation dolnmitique cambrienne (dolomies à chaiUes et dolomies vacuolaires supérieures).

Les rapports miniers font largement étal d'une bande de porphyres, connue sous le

nom d’apophvse principale, qui constitue toujours le. toit de la minéralisation. Il s’agit

en fait d’un puissant filon, parfois digilé, de microgranite ou de rliyolite appartenant au

cortège liIonien du granile du Faoulal et « interstratifié » au contact Cambrien inférieur

earbonaté-Cambrien moyen, plan de discontinuité majeure ayant contrôlé son intrusion.

La position des colonnes minéralisées dans les termes supérieurs de la série carbonatée est

ainsi confirmée.

Caractèhes mohpiiologiques des coups minéralisés

L’essentiel du minerai est contenu dans l’amas principal ou première colonne dont la

section au niveau O (niveau de l’Orb) est de 1 100 ni 2 . Les autres corps min éralisés repré¬

sentent des amas de volume plus réduit, dépendant de l’amas principal (lambeaux est et

nord) ou apparemment isolés : 2 e et 3 e colonnes, colonne O, a, (3, amas du puits Gauthier

et lambeaux A, B et B'.

La répartition des zones oxydées est. très capricieuse : chapeaux de fer à la partie

supérieure des colonnes et zones oxydées situées sous le minerai sulfuré en profondeur ;

une telle disposition peut résulter soit des irrégularités des circulations souterraines en

domaine carbonate, soit d’une hétérogénéité, de constitution du minerai primaire.

Le minerai

Composition minéralogique. —- La plus fréquente est la suivante : galène, blende, mis-

pickel, pyrite, marcasite ; accessoirement on rencontre des minéraux de cuivre ; chalco-

pyrite, cuivre gris, bournonite ; J. Orcel décrit un minerai nickelilere découvert dans la

première colonne au niveau -22 qui comporte l’association suivante : nickejine, ehloantite,

rammeLsbergiln, gcrsdorfbte, bismuthiuite, bismuth natif ; il signale en outre l’existence

très locale de millcrite et la présence de cobalt révélée par l’analyse chimique. Les fortes

teneurs en or des fiables de la Grande Fouille snnL à l’origine de la reprise des travaux récents ;

l’étude des rapports ne permet pas de savoir à quel minéral est associé tel élément.

Examen macroscopique , —L’existence de structures plissées nil’eetant des minerais Jités

(alternances de lits de blende, pyrite, arsénopyrite et plus rarement galène, lig. 9) est révé¬

lée par l’examen de grandes plaques polies. On observe parfois des plis semblables (fig. 9)

dans lesquels des alignements de pyrite semblent souligner une schistosité de plan axial ;

un épaississement du remplissage sulfuré (pyrite et galène essentiellement) est fréquent

dans les charnières.

214, 2

JEAN-MARIE ROUCHY

indice de Foncerene {Gi 2174-2, coll. lob. Minéralogie Muçeom

nal. Hist. not. Paris)

Fig. 9. — Quelques exemples de minerais à structure plissée.

Les différents types de minerais décrits dans les rapports ne sont que l’expression

de proportions variables de chacun des constituants ; les minerais à tnispickel dominant

ont souvent un grain très fin. Ces minerais sont recoupés par une dolomite blanche, large¬

ment cristallisée.

Etude microscopique (fig. 10). — Le mispiekel est l’un des minéraux dominants ; il appa¬

raît en cristaux losangiques subautomorphes dont la dimension la plus fréquente est. voisine

de 70 jx ; des individus de plus grande taille, rares et isolés, atteignent parfois 400 p. Son

aspect déchiqueté, émietté ou parfois pulvérisé atteste une importante phase de broyage.

La figure 10 illustre un faciès particulier du mispiekel : bandes parallèles ou subparallèles

de cristaux implantés perpendiculairement au plan de la veine, et fortement disloquées ;

cette disposition évoque un rubanement originel.

La marcasile se présente généralement en grandes lamelles parallèles, déchiquetées

ou plissées (lig. 10) ; l’existence d’un rubanement originel parait vraisemblable.

La chronologie relative d’apparition des deux minéraux est. difficile à préciser : bien que cer¬

taines structures suggèrent l’antériorité de l'arsénopyrite, les observations les plus courantes

renforcent l'hypothèse d une cristallisation plus précoce de la niarcasite ; quoi qu’il en soit, ces

deux minéraux représentent les premiers stades de cristallisation.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉT ALLOUÉ N'IQl'E DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

Morcasife (Ma) lltée.pllssoîee ef b<oyée

(Pyrite. Pv ; Galène, Ga;)

Aspect lité Mispfkel (Mi) cimenté par la

Galène (Ga) et la Blende (Bl)

Pyrite dominante avec

intercalations de Iris de

Blende .plus rarement

de Galène

p ___jcm /

Minerai II Jé (Blende. Bl .Pyrite. Py, et Galène ) loCOupé par une fracture

tardive remplie de Pyrite (Py). Veinules sécantes de dolomite

recristal lisee

Pyrite (Py) réorientés dans unô schistosité

recoupant içs plages de Sisnde (Bl)

Quelques aspects des minerais de la haute vallée de l’Orb (La Rabassej

La pyrite apparaît généralement en masses globuleuses, cassées, parcourues par un

réseau de fissures ou regroupées en veines parallèles ou légèrement divergentes, sécantes

sur les minéraux précédents soulignant une schistosité. En l'ail, plusieurs générations- de

pyrite sont rencontrées : pyrite en agrégats cassés et fissurés ; pyrite recristallisée dans les

charnières des plis ; pyrite cristallisée dans une schistosité (fig. 10) ; pyrite en remplissage de

fissure tardive (fig. 10) ; pyrite en cristaux cubiques recoupant tous les autres minéraux.

Cette disposition évoque une plus grande aptitude du sulfure de 1er à la migration et à la

recristallisation au cours des phases successives de l'évolution des concentrations.

La blende, en plages xénomorphes, souvent déchiquetées par un réseau de fractures à

remplissage pyriteux ou non sulfuré, enveloppe la marcasite et le tmspickel ; sa surface

est souvent maculée de petites plages d’exsolution de chaleopyrite, parfois alignées suivant

des plans parallèles,

La galène apparaît constamment en grandes plages xénomorphes indemnes de toutes

déformations ; insinuée entre les lamelles déchiquetées de marcasite ou disposée en filon-

nets dans la pyrite ou dans la blende, elle représente certainement une phase de cristalli¬

sation ultime ; J, Oucel signale localement quelques inclusions de hournonite dans la galène.

JEAN-MARIE ROUCHY

Ces observations microscopiques sont en contradiction avec l'aspect macroscopique concor¬

dant de la galène dans les minerais rubanés, visible sur grandes plaques polies ; cette

contradiction peut être levée en supposant une recristallisation tardive de la galène.

Les minéraux do cuivre (cuivres gris, bournonite, chalcopyrite) n’ont pu être observés

que dans un microgranité ; leur cristallisation semble postérieure à celle des autres phases

minérales.

L’oxydation a conduit à la formation de cérusite, de mimétite et accessoirement de

plumbojarosite.

Les structures et les relations géométriques entre les minéraux permettent d’établir

la succession suivante :

1 — rubanament. originel : marcasite et mispickel : éventuellement blende et galène ;

2 —- broyage : affecte marcasite et mispickel ;

3 —- plissement et développement d’une schistosité : affecte la blende ; recristallisation de

la pyrite ;

4 — relâchement des contraintes : recristallisation probable, de la galène ; migration de la

pyrite dans les fractures ;

5 — mise en place des cuivres gris.

Il est important de noter que les phases 2 et 3 sont certainement très rapprochées

dans le temps : leur séparation apparente n’est peut-être que le reflet d’un comportement

différent de chacune des espèces minérales à l’égard des contraintes.

Les minéralisations en pyrite, marcasite, arsénopyrite, blende, galène, sont donc anté¬

rieures aux principales phases de déformation responsables de la formation des plis et des

schistosités. Los minéraux de cuivre sont apparus plus tardivement ; indemnes de toute

déformation importante, ils ont été rencontrés uniquement dans les microgranites.

b — Dans leu pélites avec ou sans amandes calcaires du Cambrien moyen (unité de

Mêla pues) : Foncerène et Mathet

Ces indices, contenant de la pyrite et accessoirement de la galène et du mispickel,

n’ont donné lieu qu’à des travaux de recherche rapidement abandonnés, en raison de leur

intérêt économique très limité.

Cadre géologique et caractères des corps minéralisés

Ces minéralisations sont constituées par des imprégnations diffuses ou des bandes

interstratifiées d’épaisseur décimétrique et comportant la paragenèse suivante : pyrite,

marcasite, galène et mispickel. Elles sonl localisées dans les pélites à amandes calcaires

du Cambrien moyen à Foncerène ; à Mathet, les vieux travaux n’ont pu être retrouvés,

les indications des rapports miniers permettent de les situer dans la partie supérieure du

Cambrien moyen, au niveau supposé des calcaires airiygdalins de la Rode Haute : l’exis¬

tence à ce niveau de ces calcaires n’a pu être confirmée par les observations de terrain.

Les minerais

A l'échelle de l’échantillon, l’observation des surfaces polies révèle, à Foncerène, l’exis¬

tence de plis isoclinaux très allongés, dans les minerais à pyrite exclusivement et à gangue

de « schistes » silicifiés (fig. 9).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

A Malliot (indice non retrouvé) 1 , malgré l’absence de macrostructures déterminables,

la succession paragénétique rappelle celle de La Ra basse ; J'ensemble des minéraux pré¬

sente une orientation très nette : la pyrite apparaît toujours en masses globuleuses dislo¬

quées et parcourues par un (in réseau de. veinules de galène ; le mispiekel en cristaux losan-

giques (dont la taille moyenne est d’environ 60p.) constitue des agrégats regroupés en

bandes parallèles ; la galène, Comme à La Rabasse, se présente en grandes plagesxénomurphes,

cimentant les autres minéraux ; elle contient en outre de très nombreuses inclusions de

chaleopyrite.

L’existence de plis isoclinaux et de microstructures orientées démontre clairement

l’âge antéhereyriien des minéralisations de Foncerène et de Mathet ; il est par ailleurs

intéressant de constater que ces anomalies sont situées dans des niveaux latéralement

très riches en pyrite (ruisseau de Corbière»).

c — A la limite granité hercynien-pêliles et grès ordoviciens : Fontaine des Allemands,

la Rode. Haute ou « infracarhonat.es cambriens » ; le ravin des Usclades

Si les haldes de la Fontaine des Allemands se sont avérées suffisamment riches pour

permettre une étude des minerais, celles du ravin des Usclades, pourtant d’un volume

impressionnant, ne recèlent que peu de minerai.

Cadre géologique

Les travaux de la Fontaine des Allemands (3 galeries inaccessibles) sont situés à la

limite du granité et d’un ensemble schisteux d’âge vraisemblablement ordovicien dont

les contours sont imprécis (enclave ou indentation au sein du massif). Selon les rapports

anciens (A Ghaxdjean, 1935) la minéralisation est contenue dans un filon de direction

N 15° W, d’épaisseur très faible, et parfois dichotomé; ces filonnets seraient entièrement

inclus dans le granité.

Le filocme! de la Rode Haute, de. direction N 45° E (plongement 85° SE), dont l’épais¬

seur n’est que de quelques centimètres, s’insinue à la limite d’un filon de rhyolite et des

bancs politiques ordoviciens.

Les déblais et les puits du ravin des Usclades sont situés dans les schistes et grès d’âge

infracambrien, affectés par le métamorphisme de contact du granité du Faoulat (« schistes

tachetés »). Ils sont plus particulièrement localisés dans le lambeau « tectonique » situé

sous l 5 unité chevauchante de Rocozels.

Étude des min eu aïs

Deux types d’associations minérales peuvent être individualisés à La Fontaine des

Allemands et au ravin des Usclades : une association à blende, galène, mispiekel, pyrite,

en imprégnations dans le granité décomposé ou silieifié ou en filonnets sécants et une asso¬

ciation comportant essentiellement des minéraux de cuivre, contenue dans des veines de

quartz bien cristallisé recoupant le granité.

1. L'étude minéralogique des indices non retrouvés a été réalisée grâce aux nombreux échantillons

conservés dans la collection du Laboratoire de Minéralogie du Muséum national d’Histoire naturelle de

Paris, aimablement mis à ma disposition par M. le Pr. J. Orcel.

JEAN-MARIE ROUCHY

Galène et bournonite sont, par contre, associées dans le filonnet de la Rode Haute.

La présence de barytine en grandes lamelles translucides constitue l’originalité des

déblais des Usclades qui contiennent par ailleurs de nombreux fragments de schistes con¬

tenant du mispickel et de la pyrite disséminée.

A l'échelle microscopique, la morphologie des minéraux et la succession paragénétique

sont en tous points comparables à celles des minerais de La Rabasse.

Ces minéralisations se distingueraient donc des précédentes par leur âge de mise en

place : postérieures au granité, elles seraient peut-être contemporaines d’un épisode tecto¬

nique tardi- ou postliercynien.

d — Dans les petites et grès infracarbonatés cambriens (unité de Rocozels) : Bournac

et Argennewes

Seules les concentrations de Rournac ont donné lieu à une exploitation pour l’anti¬

moine.

Le gîte de Bournac

Il r essort de la lecture des rapports anciens que l’essentiel de la minéralisation est

contenu dans un filon do direction N 20° E dont la puissance moyenne n’excède jamais

0,50 m et qui recoupe les schistes réputés infracambriens de l’unité de Rocozels. Le filon

disparaît à 50 m sous la surface et son extension horizontale minéralisée et riche ne dépasse

pas une centaine de mètres (A. Graxdjean, 1922).

Le minerai. — Le fait le plus remarquable est l’association constante de la minérali¬

sation avec des horizons silicifiés ; l’association minérale est complexe, elle comporte par

ordre d’abondance t mispickel, galène, blende, pyrite, stibine, mareasite, bournonite, cui¬

vres gris, chalcopyrite, énargite. La présence de stibine et d’énargite constitue l’originalité

de cette minéralisation.

Quatre types de structures macroscopiques peuvent être individualisés :

— minerai finement disséminé dans les horizons siücifiés (schistes et grès) ou dans le niiero-

granite décomposé et parfois silici fié (analogie avec les minerais de la Fontaine des Allemands) ;

— minerai massif, à grain fin et mispickel dominant ;

— minerai massif à stibine seule (échantillon 1 er choix) : les lamelles de stibine dépassent

plusieurs millimètres de longueur ;

— minerai à structure bréchique : les éléments anguleux de pélites, de grès et plus rarement

de microgranitu sout emballés dans une matrice siliceuse : la minéralisation est répartie indiffé¬

remment dans les éléments, la matrice ou dans des filonnets recoupant l'ensemble.

Elude microscopique. — Le mispickel présente un aspect analogue à celui qui a été

décrit dans les autres gîtes : cristaux losangiques broyés dont la taille moyenne est voisine

de 70 p. (certains individus atteignent exceptionnellement 300 p) : la pyrite apparaît en

grandes plages xénomorphes (plusieurs millimètres), souvent regroupées en bandes paral¬

lèles et parcourues par un dense réseau de fissures orientées à remplissage de galène.

La blende, contenant de nombreuses facules orientées de chalcopyrite cimente les

fragments dispersés des minéraux précédents ; elle est recoupée par les filonnets de galène.

Dans tous les cas, la minéralisation porte la marque d’un important broyage.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

L’ordre d’apparition de ces principaux minéraux est analogue à celui que nous avons

démontré pour les autres gîtes. Les minéraux de cuivre sont postérieurs aux minéraux

précédents. Comme les minéraux de cuivre, la stibine apparaît toujours liée au quartz et

postérieure à Parsénopyrite et à la pyrite lorsqu’ils sont représentés. H. Goxobd (1966)

considère que la stibine et Parsénopyrite représentent les minéraux les plus tardifs de la

succession : si cet ordre d’apparition peut être conservé pour la stibine, les observations

précédentes ont clairement démontré le caractère précoce de Parsénopyrite.

Le gîte d’A n genneuves

L'entrée de la galerie (19 m de longueur seulement), aujourd’hui éboulée, est située

dans les schistes infracamhriens de l'unité structurale de llocozels, à l’ouest du gisement

de Bournac et à une distance analogue du massif granitique. Les caractéristiques Structurales

du corps minéralisé ne sont pas connues avec précision ; selon Grand.? ean, le filon aurait

une direction N 30° W.

L’étude des minerais a révélé une paragenèse simple à galène, bournonite et cuivres

gris exclusivement ; la minéralisation constitue le ciment d’une brèche à éléments très angu¬

leux de pélites et grès.

e — Les indices de pyrite el de mispickel dispersés dans les pélites et. grès antêcambriens

ou ordoviciens

La pyrite et le mispickel finement divisés sont fréquents dans de petits filormets quart-

zeux sécants sur la schistosité ; des filonnels d’épaisseur centimétrique, contenant exclu¬

sivement les deux minéraux recoupent les pélites suivant les directions N 165° E, N 295° E

et N 10° E. En outre, au voisinage de ces points (localisation sur la carte au 1/20 000),

les pélites contiennent parfois de la pyrite et du mispickel disséminés.

C’est vraisemblablement à la reconnaissance de tels indices qu’étaient destinés les

travaux de Lascours.

2. Les minéralisations uniquement cuprifères et éventuellement barytiques

associées aux filons de quartz

Ces minéralisations, contenues dans des filons et des fitnnnets orientés E-W pour le

plus grand d’entre eux (Mayncs, 1 500 rn de longueur) ou plus généralement N-S, recoupent

indifféremment les terrains paléozoïques, le massif granitique hercynien et. son cortège

filonien et les minéralisations sulfurées précédentes. Ces filons présentent, une paragenèse

cuprifère simple : enivres gris, bournonite, accessoirement pyrite, et chalcopyrite et des

carbonates de cuivre. À Mayncs, le quartz titrerait 376 g Ag/t (A. Grand jkan, 1935).

Des indices quartzo-barytiques s'échelonnent des Tieules à La Devèze le long du contact

chevauchant de l’unité de Rocozels sur celle de Mélagties.

Dans la partie méridionale du secteur (Le Coural), des blocs quartzeux de grande taille,

de provenance incertaine, contiennent de la stibine.

JEAN-MARIE ROUCHY

B. — Hypothèses génétiques précédentes — synthèse gîtologique

1. Les hypothèses génétiques antérieures

Les hypothèses proposées dans les différents rapports miniers associent souvent les

minéralisations sulfurées complexes, les minéralisations associées aux filons de quartz

et les minéralisations en liaison avec la surface de transgression du Trias ; elles font inter¬

venir généralement des venues hydrothermales en rapport avec une activité magmatique,

d’âge variable selon les auteurs.

Trois types d'hypothèses ont été proposées jusqu’à présent :

— venues hydrothermales en relation avec le volcanisme tertiaire (Kingsburry, 1935 ;

G-inocchio, 1943) ;

— venues hydrothermales en relation avec les intrusions microgranitiques du Faoulat

(A. Grandirais, 1935) ;

— hydrothermalisme tardif peut-être issu du même réservoir magmatique que le granité

(L. BAnnABÉ et J. Ohckl, 1945) ;

— possibilité de dépôts antéhercyniens repris par la tectonique (H. Gonord, 1966).

2. Synthèse gîtologique

a — Les minéralisations polymétalliques complexes

Malgré la similitude des paragenèses minérales, l’examen des structures a permis de

distinguer deux groupes essentiels :

Le groupe Rabasse-Foncerène-Mathet : la minéralisation montre souvent un litage

(fig. 9 et. 10) affecté par d’importantes déformations ; plis isoclinaux, schistosités : l’étude

microscopique a permis de mettre en évidence deux phases principales de déformation,

sans doute liées : une phase de broyage (affectant nhspiekel, mureusile, et pyrite) précède

le développement de la schistosité soulignée par la pyrite qui recoupe la blende ( voir tahl. H).

Parmi les deux phases de tectonique souple de l'orogenèse hercynienne (M. Brun kl,

1972) seule la première a donné naissance à des plis isoclinaux avec schistosité de plan

axial; il paraît dès lors logique d’admettre un âge antéhcrcynien pour ces minéralisations.

La morphologie des minerais résulte plutôt de reprises, de migrations et de recristalli¬

sations successives lors des différents stades de déformation de la tectonique hercynienne

que. d’apports successifs.

Le tableau II (p. 25) résume l’ordre d’apparition des différentes phases minérales.

Le groupe Bournac-Fontaine des Allemands-Usclades : l’ordre d’apparition des prin¬

cipales espèces minérales est identique à celui des minerais de La Rabasse, néanmoins

aucune structure plissée n’a été observée. L’arsénopyrite et la pyrite intensément broyées

(comme à La Rabasse) sont précoces.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉT.ALLOGÉ1VIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

Tableau II. — Succession paragénétique des minéralisations de La Rabassc.

ASSOCIATION

ORIGINELLE

BROYAGE

PLISSEMENT

RECRISTALLISATION

SYN.TECTO NIQUE

RECRISTALLISATION

POST.TECTONIQUE

MINERALISATION

TARDIVE

MARCASITE

MISRCKEL

PYRITE

r ..

BLENDE

«attrt»

GALENE

CUIVRES GRIS

A Bournac, les minéraux de cuivre paraissent plus abondants et on note la présence

de stibine.

b — Une minéralisation essentiellement cuprifère associée aux filons de quartz ou par¬

fois aux minéralisations sulfurées complexes : dans toutes les sections, les minéraux de

cuivre nettement postérieurs doivent être dissociés des autres minéraux ; ils sont égale¬

ment postérieurs aux microgranites.

A La Rabassc, les minéraux de cuivre ont été rencontrés dans les roches granitiques,

cependant, ii la Fontaine des Allemands, la bournonitc est localisée dans des filonnets de

quartz sécants sur les granités décomposés et silicifiés. La stibine de Bournac ne doit pas

être dissociée, semble-t-il, des minéralisations cuprifères à cuivre gris et bournonite.

Si une partie du stock cuprifère peut être associée aux venues granitiques (postérieure

aux phases de tectonique souple mais antérieure à la tectonique cassante tardihereynienne),

il est logique d’admettre soit un apport tardif, soit un héritage lors d’une tectonique cas¬

sante tardi- ou fmihcrcynieniie.

L’association Pb-Cu dans les filonnets sécants à galène et bournonite de la Bodc Haute

par exemple et la présence de stibine à Bournac sont à rapporter aux minéralisations cupri¬

fères.

3. Les relations avec la lithologie et la stratigraphie

Dans les dolomies cambriennes, les corps minéralisés sont situés dans la partie supé¬

rieure de la formation, dans les termes « silico-dolomitique » et « dolomies sommitales ».

La morphologie des colonnes ne fournit que peu d’indications supplémentaires, compte

tenu de l’imprécision des coupes fournies dans les rapports anciens.

Dans les petites el pélilos à amandes calcaires du Cambrien moyeu, l’allure interstra¬

tifiée des horizons minéralisés est signalée à plusieurs reprises dans les rapports anciens ;

l’âge anléhercyuien des concentrations (plis et microsstructures orientées) nous conduit

aux memes conclusions que pour le gîte de La Babasse ; toutefois T insuffisance des obser¬

vations ne permet pas d'étayer assez solidement l'hypothèse d’un dépôt sédimentaire.

JEAN-MABIE ROUCHY

La minéralisation de Mathet est située grossièrement au niveau des calcaires amygda-

lins de la Rode Haute (partie supérieure du Cambrien moyen) ; il est intéressant d’établir

une comparaison avec les minéralisations de la concession de Villeneuve-Minervois (versant

sud de la Montagne Noire), localisées dans une barre, de calcaires du même âge ; le parallé¬

lisme est d’autant plus frappant que « la galène et la blende semblent se confiner dans une

zone de faible épaisseur à la partie haute du niveau calcaire » (F. Boyer et P. Routhier,

1958 : 264).

Les schistes et grès infracambriehs contiennent fréquemment un stock de pyrite et

de rnispickel qui se manifeste par la présence de minerai disséminé et par l’abondance des

veinules sécantes sans extension notable.

4. Relations avec le granité et les filons microgranitiques et rhyolitiques

La répartition de la plupart des indices et concentrations importantes à la périphérie

immédiate du massif, leur nombre décroissant, puis nul, lorsqu’on s’en éloigne, manifestent

une relation spatiale avec 1e. granité hercynien et ses satellites filoniens.

La plupart des observations précédentes contredisent une éventuelle relation génétique

entre les minéralisations et la mise en place des granités et des filons microgranitiques.

Les gîtes plus franchement filoniens à galène et bournonite associée (la Rode Haute,

Argenneuves) et la minéralisation en stibine de Bournac entrent dans le cadre des miné¬

ralisations essentiellement cuprifères riches en sulfoantimoniures.

Sans négliger la possibilité d’apports tardifs, une différenciation géochimique de cer¬

tains éléments localement en excès dans le cadre des cristallisations de sulfoantimoniures

de cuivre et de plomb peut rendre compte de l’individualisation locale de galène ou de sti¬

bine.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE i/ORB

LA COUVERTURE TRIASIQUE

Image de la France aux temps triasiques

La nier qui occupe le sud-est de la France provient d'un débordement de la Mésogeo. « Deux

types do dépôts se forment : dépôts à faciès alpin dans la mer profonde primitive, dépôts à faciès

germanique ou assimilé sur le plateau continental, peu profond s, La mer s avance par pulsations

successives sur le vaste plateau continental à la surface duquel s'individualisent des bassins à

subsidence lente dont renfoncement est « immédiatement compensé par le dépôt «les sédiments »

et « la mer reste peu profonde » ; les littoraux sont imprécis et la ressemblance avec les mangroves

actuelles est évoquée par J. Lucas.

L'emplacement «lu pôle .Nord se trouvant, au Trias, dans l’océan Pncilitpic, prés des eûtes

du Japon, «« I Europe occide 11 tah 1 était doue sil.uee entre i Lquateur et le I rnpique du Lancer » (in

G.-C. G vi.i., 1971). |»ar ailleurs, lu température de l’eau de mer devait être voisine de 25°C à l’époque

des grès à Yoltzia. On peut imaginer un climat cliaud, à précipitations brèves et brutales durant

la saison humide. Des périodes de transport et d’alimentation du domaine sédimontaire alternent

donc avec des périodes de confinement îles eaux et eventuellement «1 usseihement.

JEAN-MARIE ROUCIIY

La SERIE TRIASIQUE DU DOMAINE CAUSSENARD

Aspects lithostratigraphiques. — A la lumière des descriptions fournies par E. Servat (1963 ;

Lodévois, bassins de Bédarieux et de St-A Afrique) et d’observations personnelles (bassin de St-

Atfriquei, la succession verticale des horizons stratigraphie} ues peut se résumer ainsi sur la bordure

sud-occidentale des Causses :

ni conglomérat grossier à éléments de dolomies, pélites, granité et quartz, avec un ciment

essentiellement carbonate ;

/'i arkose de base passant parfois à un poudingue quartzeux ;

c argiles bariolées; sableuses avec minces niveaux ondulés gréseux ou carbonates;

di terme gréseux cl grésn-arkosiqitc se terminant par un poudingue quartzeux ; E. Servat

signale à Bédarieux une discordance angulaire entra les termes t; et d :

/- série marneuse noirâtre, ou brune admettant des intercalations gréseuses et des niveaux

de calvaire dolomitique vaenolaire ; au sommet, un banc carbonate, bien individualisé, constitue

un ressaut dans la topographie ;

/ , série argileuse et dolomitique avec de nombreuses concrétions siliceuses à la base et pou¬

vant contenir des lentilles de gypse ; des bancs de dolomies gréseuses au sommet sont attribués au

Rllétieii.

( otmdéruliontt chrunostmligraphiques. — Le Hbétien est daté par la présence d'Actcula contorta.

Los argiles sous-jacentes, à évaporites et quartz bipyramidés, peuvent être rapportées au Keuper.

elles renferment Estheria sp, La découverte de Myoplwria gMfusai et de MyopliCria et. oulgarù

(*'* K. Servat, 1963) à la base des niveaux gréseux (d) permet de les attribuer au Muschelkalk

supérieur.

Lu découverte d’une microflore importante permet de rapporter les grès de base (b) au Bunt-

saiulstr in supérieur (équivalent des grès à Voltzia des Vosges) et au Werfénien (grès des Alpes

d Autriche et d Italie) (J. Doubingeb et G. Ciif.yi.an, 1964). Les niveaux argileux (c) représente¬

raient alors les parties inférieure et moyenne du Muschelkalk.

Aspects pulpogéographiques (fig. 1 1). — Les grands traits de la puJéogéogruphie triasique sur

les bordures des Cévennes et de la Montagne Moire ont été synthétisé» par M. Aubaiute, J.-P. Proc¬

he r et M. Sla ns k v (lî/bb qui individualisent trois aires de sédimentation :

Vire septentrionale des Causse» : la série d épaisseur faible, de nature essentiellement

gréseuse et de couleur bariolée résulte d’épandages détritiques de pied mont.

Vire méridionale (bassins de Lodève el de St-A(liiquo) correspond à un milieu confiné

dans lequel # les argiles muges et les grès traduisent l’irruption de grandes quantités d'eaux douces

et de élastiques dans un bassin précédemment sursalè ».

Aire languedocienne et rhodanienne : les puissants dépôts A argiles et évaporites matéria¬

lisent un milieu « marin franc », salin, séparé de l’aire méridionale des Causses par le seuil causse¬

nard.

— Le seuil caussenard : ce haut-fond de direction SW-ME relie le horst de St-Bressnn (extré¬

mité méridionale des Cévennes) à l’extrémité sud-est de la Montagne Noire et se singularise par

une sédimentation ralentie à son aplomb.

I. ÉTUDE LITHOSTRATIGRAPHIQUE DU TRIAS

Ea série triasique affleure suivant une bande grossièrement orientée NW-SE depuis

le col Notre-Dame au nord jusqu’à 1 aplomb du massif granitique du Mendie au sud. Elle

repose en discordance angulaire très nette sur les formations paléozoïques antésiluriennes,

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

redressées et disposées en écailles lors de l’orogenèse hercynienne. Le Trias est recouvert

par les formations carbonatces hettangiennes et sinémuriennes qui seront très brièvement

décrites au cours de ce chapitre.

Malgré de nombreuses et brusques variations de puissance et parfois de faciès, varia¬

tions contrôlées par les irrégularités morphologiques de la surface d’érosion posthercynienne,

la succession lithologique garde une certaine constance.

Une succession-type constituée par la coupe de Ceilhes est illustrée par la figure 12.

Calcaire ootlthiquc

mornes

^ dolunUat gréseuse?

ni orkosas

_ l 'SjvL-

les attributions strat (graphiques

sont hypothétiques

argiles sombres à possées

ilolomitiques jaunâtres

( 50 3 60m )

Argile et morne contenant

plaquettes gréso-Corbo

(15 m )

poudingue guorfzeux

S' BARTHÉLÉMY

Fig. 12. — Coupe synthétique du Trias de la région de Ceilhes.

A. — Analyse lithostratigraphique du Trias

La surface antétriasique. — Les niveaux paléozoïques sur la tranche desquels reposent

les termes successifs de la série triasique appartiennent à trois grands types pétrographiques :

carbonates, pélites et grès, roches granitiques. L’empreinte de 1 altération chimique est

enregistrée différemment et de façon spécifique par chacun d’eux.

JEAN-MARIE ROUCHY

Les dolomies ne présentent que très rarement la marque d’une altération chimique,

si ce n’est quelques phénomènes locaux de rubéfaction (Rouvignac, Le Coural). Près du

Gourai, sous une formation hréchique qui sera décrite plus loin, des cavités karstiques

de dimension métrique sont emplies d un matériel hréchique à éléments anguleux de dolo¬

mies et de pélites Irès rubéfiées ; la matrice est constituée d’un agrégat lie-de-vin de lins

débris de nature identique à celle des éléments, contenant un « interstratifié » illite-smec-

tite.

Les roches gréseuses ou pélitiques présentent, près des premiers dépôts Iriasiques,

un débit caractéristique en « plaquettes » centimétriques, parfois accumulées sur une épais¬

seur supérieure à un mètre. Les produits de cette desquamation superficielle sont locale¬

ment cimentés par un matériel dolomitique ocre qui s’insinue en outre dans les fissures

et les plans de. schistosité des roches saines. Une véritable brèche « in situ » est ainsi obser¬

vable au nord de Rocozels.

Les granités (massif du Mendie) ou microgranites (liions satellites du massif du Faoulat)

sont, fréquemment nrénisës et rubéfiés près du Trias et à sa base, Les éléments de cette arène

sont emballés dans une dolomie ocre. Un niveau de quartz saecharoïdo apparaît à la base

du 1 rias ; il disparaît lorsque celui-ci débute par un conglomérat bien développé.

L analyse par diflraetmiiétric do rayons X d’échantillons sains et altérés, de nature

schisteuse ou granitique révèle la présence très constante de kaolinite ; ce minéral ne peut

donc être considéré comme un témoin spécifique de l’altération antétriasique. Un minéral

interstratifié illite-smectite caractérise par contre les échantillons rubéfiés prélevés à proxi¬

mité immédiate des premiers dépôts Iriasiques, ainsi que les matériaux de remplissage

karstique provenant du démantèlement des horizons de rubéfaction.

L Les formations conglomératiques de base et leurs équivalents

Elles présentent les variations les plus spectaculaires de puissance : divers types seront

définis en fonction de la nature pétrographique des éléments et des caractères texturaux.

Cependant, il faut préciser que la position géométrique de ces différentes assises basales

par rapport aux termes immédiatement surincombants (argiles ou grès) pose le problème

de leur équivalence chronologique, lequel ne pourra être abordé qu'à la lumière des résultats

de l’étude paléogéographique.

a — Le conglomérai monogénique de type Ceilhes

Épais d environ 20 m lorsqu il repose sur les formations schisteuses cambriennes ou

ordoviciennes, il disparaît à 1 aplomb des dolomies cambriennes.

Les éléments de nature essentiellement dolomitique, de forme encore anguleuse malgré

un émoussé souvent net appartiennent aux assises cambriennes qui affleurent au voisinage.

I u classement fruste peut être observé très localement (Rouvignac) à l’échelle de la for¬

mation : gros galets arrondis atteignant parfois 40 cm de plus grande dimension à la base,

éléments plus anguleux de taille moyenne inférieure au décimètre plus haut. Le ciment

dolomitique de couleur ocre est fréquemment remplacé par des lamelles de barvtine asso¬

ciées à des carbonates de enivre (azurite, malachite).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉINIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

b — Brèche polygénique (Si-Barlhélétny, col Notre-Dame)

Cette brèche est située entre un socle gréso-pélitique (infracambrien ou Cambrien)

et les argiles versicolores : cette identité de position permet d’en faire l’équivalent latéral

du conglomérat monogénique de type Ceilhes,

La puissance de ce niveau ne dépasse pas une dizaine de mètres ; son aspect est massif,

mal stratifié : il contient des galets de dolomies cambriennes, de petites, de grès, ainsi que

des éléments de quartz et de quartzites.

Le ciment est généralcmeul composé d’un carbonate ocre, microorislallin, contenant

quelques quartz détritiques ou d’un agrégat de lins débris schisteux ou quartzeux ; il est

rarement de nature politique ! la barytine est abondante dans le ciment carbonate.

Un enrichissement en grains de quartz et de feldspath» s’observe à St-lîartliélémy

à proximité du massif granitique du Mendie ; les grains (dimension voisine de 5 mm), isolés

ou regroupés en îlots évoquant la forme d’anciens galets, témoignent d’un apport impor¬

tant de matériaux granitiques à partir d’une arène primitive, ou sous la lorme de galets

altérés s’ell'rilattL progressivement au cours du transport, Une stratification grossière est

parfois matérialisée par des lits à galets de dolomies et des niveaux à composante essen¬

tielle n i e ni. quar fczo - le Idspat h i que,

À la surface du massif granitique, le conglomérat île base a une répartition irrégulière,

en chapelet, et ne semble représenté que dans des dépressions morphologiques de faibles

dimensions. La base de la formation est formée en grande partie de galets granitiques,

accessoirement d'éléments schisteux ou dolomitiques ; vers le sommet, les galets dnlomi-

tiques aux contours arrondis deviennent dominants, le matériel granitique, sous forme

d’éléments de quartz et feldspath» constitue alors la matrice. Un conglomérat à éléments

de quartz blanc, saccharoïtle, a été rencont ré en blocs épars près de la formation précédente.

c — Autres types de formulions de base

Il s’agit de roches variées, comprenant des brèches, des niveaux essentiellement dolo-

mitiques, qui reposent sur les dolomies cambriennes et matérialisent la base d’une séquence

triasique de puissance réduite.

Les brèches à éléments eherteux. — Un niveau bréehique à éléments cherteux et ciment

dolomitique ocre « empâte » la surface des dolomies cambriennes « silieifiées » à Rouvignac

et Fombine. Des quartz de néoforruatîon aux contours subautornorpbes, corrodés par le

ciment carbonate, parsèment la roche.

Pour nous, les éléments eherteux proviennent très probablement du remaniement

de la dolomie silieifiée sous-jacente.

Les dolomies cristallines. — Le Trias débute localement, dans des paléocreux, par

un niveau relativement puissant (20 ru) de dolomies cristalline.», de couleur ocre sale, d’aspect

parfois noduleux et à géodes de quartz, sans stratification nettement, marquée. Quelques

rares éléments dolomitiques (Cambrien) ou cherteux sont disséminés dans la roche. La

présence, à la base, d'un horizon congloméra tique permet de la différencier des dolomies

paléozoïques sous-jacentes.

d — Brèches monogéniques ou polygéniques isolées à la surface du Paléozoïque

Les niveaux bréehique» des Planes-Cantérise et du Coural sont situés à des distances

JEAN -MARIE ROtTCHY

variables des affleurements triasiques les plus occidentaux : de quelques centaines de mètres

à 2 km dans le cas du Coural ; ces brèches méritent de retenir notre attention bien qu’elles

ne puissent être rattachées avec certitude au Trias.

Près du hameau du Coural, plaquée à mi-pente contre le flanc méridional de la colline

constituée des alternances gréso-dolnmit iques cambriennes, «Meure selon une bande de

direction snhparallèlc h celle de ces assises, une formation brcchique à éléments de nature

essentiellement dolomiliquc, plus rarement gréseuse ; un ciment carbonate ocre, contenant

de nombreux grains de quartz détritiques, des débris lins de nature identique à celle des

éléments et des géodes siliceuses, enveloppe les éléments b réchiques. Le substratum local

a fourni les matériaux de cette brèche.

De nombreux intermédiaires peuvent exister entre les types extrêmes de formations

congloméra tiques de base que nous venons de décrire ; il s'agit dans la plupart des eas

de variations soit de la puissance totale, soit de la proportion relative de chaque catégorie

d’éléments ou de I importance du ciment ; il ne paraît pas souhaitable de multiplier le nom¬

bre des types. La diversité des formes, des épaisseurs et des faciès a une signification paléo¬

géographique qui sera évoquée plus loin. Il est d’ores et déjà important de souligner le

rôle prédominant joué par les reliefs dolomil iques dans l'alimentation de ces formations

de base.

2. Les argiles versieolores

Deux types sont individualises un type exclusivement argileux, bien représenté près

de Ceilhes, et un type argilo-gréseux localisé entre les Planes et St-Barthélémy, au sud

du secteur ; leur puissance approximative est respectivement de 40 ni et 50 m.

a — Le type argileux

La série d’aspect monotone débute par des argiles rouges, violacées, grises et noires,

finement litées, admet tant de très minces passées ocre de calcite fibreuse : au-dessus, la

dominante est réalisée par des argiles rouges à passées vertes, plus rarement giises ou noires.

Les carbonates s individualisent sous la forme de fins niveaux Ocre, ondulés, de filonnets

sécants sur le litage, do nids déeimétriques, de nodules en amandes (10 à 50 cm de plus

grande dimension) ou de concrétions perpendiculaires ou obliques au banc ; ces structures,

vraisemblablement diagénéliques, n’ont aucune continuité. A la partie sommîtale appa¬

raissent quelques lianes gréseux et localement des niveaux déeimétriques de poudingue

quarLzeux (col Notre-Dame). Des pseudomorphoses de trémies de sel sont observables

près du hameau de Brès.

I n minéral micacé détritique (type muscovite) et une illite mal cristallisée constituent

l’essentiel de la traction fine. Le matériel quartzo-feldspalhique, de taille généralement

inférieure à 300 p., est, présent en quantités variables.

b — Le type argilo-gréseux

Les deux tiers inférieurs de la formation se présentent sous la forme d’une alternance

de niveaux argileux rouges ou verts, plus rarement gris, micacés (épaisseur inférieure à

2 m) et de bancs gréseux à ciment carbonate ocre ou rouille, parfois de niveaux essentielle-

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’oRB

ment carbonates. La composante argileuse, île nature globalement identique à celle du type

précédemment décrit, s'individualise par l’apparition de cldoritc, chlorite gonflante et d’un

interstratifié illite-chlorite. La composante quartzo-feldspal bique, toujours présente, est

irrégulièrement, repartie.

Une succession de lits argileux fins, noirs, ocre ou violacés, admettant de fines passées

calcaréo-dolomitiques jaunâtres, reposent au-dessus des alternances précédentes. Ces

niveaux supportent un bel ensemble de marnes noires, d’aspect massif, parcourues par

un réseau dense de lits et de filomiets souvent anastomosés de gypse blanc. Illite mal cris¬

tallisée, minéral micacé détritique et minéral interstratifié cldorile-vermiculite constituent

la fraction argileuse. La coupc s’interrompt au-dessus d'un banc carbonate vacuolaire.

L'individualisation d’un terme à sulfates calciques au sein d’un ensemble argilo-gré-

seux dominé par les teintes rouille demeure un fait remarquable; c'est le seul témoin du

« Saîifère inférieur » (M. Au bague, 1967).

Le passage aux formations gréseuses surincombantcs a lieu brutalement par appa¬

rition d’une barre gréseuse (2 m d'épaisseur moyenne), formant une corniche dans la topo¬

graphie, pratiquement constante à l’échelle du secteur.

3. Grès à taches rouille et poudingue quartzeux (épaisseur 25 m)

La partie inférieure est caractérisée par une alternance de bancs de grès, d’épaisseur

comprise entre 10 cm et 2 m, peu cimentés, contenant de rares dragées de quartz blanc,

piquetés de rouille Ou prenant une teinte uniformément rougeâtre (alors pulvérulents) et

de passées argileuses rouges ou « vert-dc-gris ». Vers le sommet, parallèlement à une dimi¬

nution tic l’épaisseur des niveaux argileux, ou note le passage à un véritable poudingue

quartzeux dont la taille des éléments dépasse parfois 5 cm. L’enrichissement en matériel

détritique grossier peut être progressif ou intervenir brutalement sous la forme d’un niveau

congloméra tique. Les galets représentent parfois la totalité des composants détritiques,

soulignent le tracé «le si ratifications obliques ou se répartissent de manière anarchique

au sein du banc. Ln enrichissement à la partie sommitale de chaque niveau est en outre

un phénomène presque général. Les figures de courant, les fentes de dessiccation sont

observables dans la partie médiane de la formation ; la plupart des niveaux sont en outre

lenticulaires.

Les grès à taches rouille appartiennent à la classe des arénites (grains de 200 à 400 p) ;

les quartz présentent un émoussé faible, parfois une allure franchement esquilleuse : de

nombreux feldspaths altérés, non mariés (orlliose, microcline ou albite), de rares plagio-

clases, des lamelles de moscovite, des tourmalines (sections subautomorphes souvent cas¬

sées) el, des minéraux accessoires (zircons, sphènes, apatites et épidotes) interviennent

dans la composition de la fraction détritique.

La détermination des indices d’émoussé et d’aplatissement des galets (C. Martin,

1963), ajoutée è l’absence de classement, permet de conclure à un transport de type flu-

viatile avec l’indice d’un léger remaniement par la mer.

Les grains de quartz présentent fréquemment des auréoles de nourrissage, les a gra¬

dations fcldspathiques sont par contre inexistantes.

214, 3

JEAN-MARIE ROUCHY

Les poudingues quartzeux entrent dans la classe granulométrique des rudites et aréno-

rudites. Outre la taille des grains, la nature quartzitique des galets est le fait le plus remar¬

quable. On distingue :

— des quartzïtes micro-cristallins parcourus par des fdonnets de quartz plus largement

cristallisé ;

—- des quartzïtes à texture isodiamétrique et à grain moyen ;

—- des quartzites à texture hétérogène h nids de quartz granoblastiques ;

— des quartzites lins présentant Une orientation.

La présence de grains de quartz à zones de croissance, ajoutée à l’absence de fantômes

de quartz détritiques au sein des quartzites, suggère qu'il s'agit de fragments de roches

iiloniennes ou de roches silicifiées. L’aspect des quartzites microcristallins évoque aussi

les roches silicifiées.

Le ciment est généralement de nature calearéo-dolomitique, de teinte ocre, riche en

limonite ; les ciments pélitiques, siliceux ou barytiques sont plus rares ; l’intensité de la

cimentation est très variable. Des phénomènes de corrosion des grains de quartz ou de

leurs auréoles de nourrissage et des éléments feldspathiques par les carbonates du ciment

sont fréquents.

La composition pétrographique des passées argileuses est rigoureusement identique

à celle des argiles versicolores sous-jacentes, on note seulement une apparition très locale

de la kaolinite.

La limite supérieure de cette formation marque la fin de la sédimentation exclusive¬

ment détritique et l’apparition des carbonates en bancs.

4. Terme argilo-marneux

Deux ensembles correspondant aux pôles extrêmes d’une variation latérale de faciès

seront envisagés successivement : ensemble argilo-marneux de couleur grise, verte ou

lie-de-vin, d’une puissance voisine de 15 m et terme marneux de couleur noire dont l’épais¬

seur dépasse localement 20 m (ce deuxième terme est localisé au voisinage des hauts-fonds).

Dans le premier cas, argiles et marnes, finement litées ou d’aspect rognonneux, admet¬

tent de fines intercalations (épaisseur inférieure au centimètre), ondulées, de calcitc fibreuse ;

quelques bancs de dolomies et calcaires dolontitiques caverneux, ocre, et des niveaux gréso-

calcaires à grésu-dolûmiliques s’intercalent dans la série. Lies pseudo morphoses de cristaux

de sel sont fréquentes à la surface inférieure des bancs, ainsi que des ligures de courant,

des fentes de dessiccation, des pisles d’animaux. Localement, une passée de conglomérat

dolomitique à galets nettement arrondis et ciment dolomitique, avec des éléments de marnes,

témoigne d’érosions contemporaines de la sédimentation.

Dans le second cas, l'ensemble est caractérisé par la richesse en matière organique.

Localement, les passées carbonatées ocre ou rouille, caverneuses, peuvent être abondantes.

Au col de Bouysse et à Fombine, les intercalations gréseuses ou gréso-carbonatées sont

remarquables par la fréquence des litages contournés, soulignés par des lits siliceux sombres

millimétriques ; l’exagération du phénomène conduit à la formation de brèches à éléments

siliceux ; les bancs carbonates s’avèrent constitués d’un matériel calearéo-dolomitique,

finement cristallin, partiellement recristallisé en nids ou fdonnets et fortement pigmenté

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

de brun. Des brèches à élément» carbonates, « tordus », digités, existent près du col de

Bouysse ; des passées à oolithes bien structurées, souvent fragmentées, passant à des faciès

grumeleux, pseudo-oolitliiques, témoignent de l’agitation du milieu.

La nature pétrugrapbiquc des composants est sensiblement équivalente dans les deux

cas; la kaolinite bien crislalliséu intervient constamment dans la composition de la phase

argileuse, associée à l'iLlite et parfois à un interstratifié ehlorite-nioiilmorillonite. La com¬

posante carbonatèe des marnes est généralement représentée par la dolomite, la calcite

et accessoirement l’aragonite. Le matériel quarlzo-feldspathique de taille inférieure à 400 p,

est disséminé dans les argiles et les bancs carbonates.

5. L’épisode carbonate médian

Son épaisseur est très variable : elle atteint 8 m à Ceilhes et peut se réduire à moins

d’un mètre. Il s’agit d'un banc de nature calcaréo-dolomitique, très caverneux (cavités

parfois emplies de limonite). De fins lirnets argileux ou marneux parcourent la roche ;

lorsque son épaisseur est réduite, elle, prend parfois une teinte rouille. Elle peut contenir

des accidents siliceux.

En raison de sa continuité horizontale, elle constitue un horizon-repère.

6. Terme argilo-carbonaté à concrétions siliceuses

La coloration rouille des niveaux argileux ou carbonatés ainsi que leur position dans

la succession verticale caractérisent cette formation ; les stratifications ondulées sont fré¬

quentes dans les bancs carbonates caverneux. La composition pétrographique est par ail¬

leurs identique à celle des termes sous-jacents. La silice est très abondante sous forme

de concrétions revotant des aspects variés (« choux-fleurs >> à texture sphérolithique, quartz

pipyramidés, etc.). Le matériel détritique est encore irrégulièrement disséminé dans les

intervalles carbonatés.

7. Ensemble marno-dolomitique ; ensemble des dolomies gréseuses, des arkoses supérieures

et des calcaires oolîthiques

Ces deux ensembles lithologiques différents (le second constituant le Rhéthien) seront

décrits séparément.

a — Formation argilo-dolomitique

L’ensemble marneux de teinte, grise, noire ou verte ou plus rarement lie-de-vin, d’une

épaisseur de 60 m en moyenne, admet des intercalations dolomitiques blanches à jaunâtres,

beiges à la cassure, à grain fini, dont l’épaisseur et le nombre augmentent vers le sommet

de la formation. De très rares et fines passées lenticulaires de gypse, sont observables près

de Lamalou-lc-Haut. Des passées de dolomies conglomératiques à éléments de nature iden-

JEAN-MARIE ROUCHY

tique à celle du banc qui les contient, témoignent de remaniements contemporains ou

légèrement postérieurs au dépôt. La fraction argileuse est constituée d’une illite plus ou

moins ouverte et de kaolinite.

b — Dolomies à matériel gréseux ou arkosique , arkoscs, calcaires oulilhiques

Malgré leur apparente hétérogénéité lithologique, eeS trois termes seront décrits ensem¬

ble en raison de leur appartenance à l'étage H hé tien.

M.-C. Lehouché-Bebnet Rom ande (1972) fournit une analyse stratigraphique et

sédimentologique très fine de ces niveaux. .Nous ne donnerons donc ici qu'une description

sommaire, nous attachant plus particulièrement à 1 étude du matériel détritique. Selon

M.-C. I.Eiiorcn é, la disparition des marnes « irisées » caractéristiques du lveuper et l’appa¬

rition de marnes vertes marquent la limite inférieure du Rhélien, étage appartenant au

cycle sédimenlaire hettangien. Le Rhélien, épais d'environ 20 m, comporte plusieurs termes

distincts ; nous les décrirons en partant de la base.

Des dolomies jaunes, imeroeristallines à grain de quartz (inférieurs à 1 mm) disséminés

en quantité variable au sein de la roche, passent à des arkoses à ciment dolomifique et

admettent des intercalations argileuses grises à vertes*

A la limite, l’enrichissement en quartz et feldspath détritiques conduit à l’individua¬

lisation d’arkoses grossières, parfois d’un véritable poudingue arkosique à ciment dolo-

milique, tous les intermédiaires pouvant exister entre les pôles extrêmes. Granoclassement,

stratifications obliques et éléments int.raelastiques sont abondamment représentes dans

les niveaux détritiques. Au microscope, outre les quartz (taille parfois supérieure à 1 cm)

on note la présence de gros galets de quarlzil.es (moins abondants toutefois que dans le

poudingue gréseux T3), de nombreux feldspath» potassiques non mâclés, aux contours

dentelés, des plagioclases plus rares et des minéraux accessoires tels que ; zireons, apatites,

sphènes et tourmalines. Les phénomènes de corrosion des grains de quartz et de feldspath»

par le ciment dolomitique sont fréquents et peuvent conduire au remplacement complet

du feldspath par le matériel eurlnmaté. Dans certains faciès arkosiques fins, les quartz

( 150 ja environ) sont associés à des feldspath» aux contours souvent antomorphes, de taille

identique : le noyau détritique semble constitué par une sanidine (faible valeur de l’angle

des axes optiques — diagramme de rayons X), entouré d'une auréole dégradation de nature

diflicile à préciser, peut-être albitique.

Un ensemble d’argiles et de marnes, grises ou verdâtres, plus rarement violacées,

de composition analogue à celle du lveuper (illite, kaolinite, minéral micacé) où leur épais¬

seur dépasse 8 m, mais leur continuité à l’échelle du secteur n’est pas certaine.

Un ensemble complexe dans lequel dominent les bancs calcaires sombres, souvent

oolithîques, graveleux ou à filaments algaires, à débris d’organismes, contenant des nids

de calcite spathique. De nombreuses récurrences détritiques à intraclast.es peuvent être

observées. Les passées marneuses sont rares. Un banc dolornilique, d’épaisseur métrique,

à stratifications entrecroisées et fantômes d’oolithes termine la série au nord du col Notre-

Dame et à Fomhirie.

Les enseignements tirés de cette partie descriptive seront envisagés d’un point de vue

plus général dans la deuxième partie de ce chapitre, afin de préciser les caractéristiques

du milieu de sédimentation.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

9. Conclusions essentielles de l'étude lithostratigraphique

a — Ré sumé de l'étude lithostratigraphique

Très schématiquement, trois parties peuvent ctre individualisées dans la colonne

stratigraphique :

— une partie inférieure (termes I, 2, 3) caractérisée par la couleur rouge dominante

et l’importance du matériel détritique grossier : arénites et rudites ; illitc et minéral micacé

constituent l'essentiel de la fraction argileuse ;

— une partie moyenne (termes 4 et 5), marquée par la rémission des apports détri¬

tiques grossiers et l individualisation dos carbonates en bancs ; l’apparition de la kaolinite

en abondance dans la phase argileuse constitue un fait majeur ;

— une partie supérieure à dominante d’argiles grises et noires, accessoirement lie-de¬

vin, associées à des bancs de dolomies de « précipitation directe ». La kaolinite est. largement

représentée dans les marnes. Une récurrence des faciès détritiques grossiers correspond

au Rhétion.

b — Considérations rhronostratigraphiqutîs

En raison des irrégularités morphologiques de la surface de. transgression, la base de

la série triasique n’est pas synchrone sur tous les points du secteur.

L’existence de deux repères chronologiques certains dans Ja série triasique voisine

du Lodévois permet une comparaison avec le Trias lorrain : les grès de base, équivalents

des grès à Voltzia (partie sommitale du Buntsandstein), bien développés dans les bassins

de Lodève et de Sl-A Urique, no sont représentés dans la haute vallée de l’Orb que par quel¬

ques bancs gréseux réapparaissant à la base des argiles versicolores aux extrémités méri¬

dionale et septentrionale du secteur.

La présence de. Myopliories à la base des grès (terme 3) (m M. Aubague, 1967) permet

de supposer que ces niveaux ont un âge Musnhelkalk supérieur. Les argiles versicolores

sous-jacentes représenteraient alors le Muschclkalk inférieur et moyen : les marnes noires

à gypse de St-Barlhélémy (Salifèrc inférieur) se verraient attribuer un âge Musehelkalk

moyen.

Au-dessus, l’incertitude persiste quant à l’équivalence stratigraphique réelle de l’inter¬

valle carbonate médian (terme 5), principal niveau-repère ; dans les régions voisines, l’épi¬

sode carbonate principal est directement superposé aux grès 3. M. Aubague (1967) assi¬

mile à l’épisode carbonate du Lodévois les quelques bancs de calcaires gréseux, sans con¬

tinuité latérale, qui apparaissent près du col Notre-Dame, à la base de l’intervalle argileux

4 ; pour lui, ces niveaux pourraient constituer l’équivalent de l'horizon médian de la Letten-

khôle.

L’épisode carbonate 5, équivalent possible du niveau d’anhydrite massive du sondage

de Pégairolles 4, représenterait pour col auteur le Kcuper moyeu (« dolomie moellon ») ;

dans cette optique, l’intervalle argilo-marneux 4 serait daté du Kcuper inférieur. En l’absence

d’autres données, cette succession peut être retenue ; notons d’ailleurs qu’elle n’est pas

incompatible avec les données proposées jusqu’à présent.

JEAN-MARIE ROUCHY

Les argiles sombres à passées dolomiliques jaunâtres et niveaux de gypse (Salitere

supérieur) représentent le Keuper supérieur; les dolomies à matériel détritique peuvent

être rapportées au Rhétien.

B. — Essai de caractérisation du domaine sédimentaire

L’analyse lithostratigraphique permet de préciser d’une part l’enchaînement des pro¬

cessus d’altération chimique et mécanique qui, sur le continent, ont préparé, puis livré

au bassin les matériaux de la sédimentation, et d’autre part les conditions propres au milieu

de dépôt.

1. L’environnement continental

Chaque type pétrographique enregistre de façon spécifique l’empreinte de Laltération,

La rubéfaction est, semble-t-il, un phénomène général, antétriasique, qui affecte carbonates,

grès, pélites et roches granitiques ; la desquamation des schistes et grès, I arénisation des

granités et les dissolution» karstiques sont les phénomènes spécifiques dont le témoignage

est souvent conservé à la base de la série triasique.

La composition de la fraction argileuse permet d’individualiser deux périodes pendant

l’évolution continentale ; îllite ouverte et minéral micacé arrachés au socle sont les témoins

d’une évolution pédogénétique incomplète, limitée, insuffisante pour permettre 1 élabora¬

tion de kaolinile ; la déssgrégal ion encore intense, ajoutée aux conditions cli ma tiques, n auto¬

rise pas la formation de profils d'altération évolués sur des reliefs insulhsamment. aplanis.

La présence de feldspath» alcalins dans les matériaux détritiques d’une part, et d’autre

part l’absence de toute autre forme d’altération (hormis l’usure mécanique et la corrosion

par le ciment carbonate) montrent que l’hydrolyse des silicates est incomplète sur le conti¬

nent.

L’apparition de la kaolinite dans les termes argileux de la partie, supérieure du Trias,

concomitante d une rémission des apports détritiques grossiers, semble pouvoir s expliquer

par l’état de et maturation » atteint par la surface d’érosion et peut-être par l’ennoyage

d’un grand nombre d’irrégularités morphologiques : l’intensité réduite du démantèlement

permet une altération plus intense ; l’installation d’un régime hiostasique semble attestée

par le développement de la phase carbonatée.

2. L’origine des matériaux transportés

Au niveau des formations cimglomérat.icjues de hase , le seul examen de la nature des

galets prouve d’emblée la proximité des reliels nourriciers ; ils sont empruntés aux assises

dolomitiques cambriennes qui se dressent de part et d'autre des affleurements, conglomé-

ratiques ou aux formations schisteuses (cambriennes ou ordoviciennes) sur la tranche des¬

quelles elles reposent. Les matériaux granitiques (galets sains ou partiellement décomposés,

arène.) s’observent à proximité du massif de granité du Mendie. Dans la plupart des cas,

la faiblesse du degré d’usure mécanique reflète l’absence de transport, sauf pour quelques

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

éléments de grande taille observables à la base de la formation. Ces conglomérats repré¬

sentent certainement dans leur ensemble d’anciennes brèches de pente, accumulées au

pied des reliefs dolontitiques pendant la période d’altération antétriasique et faiblement

remaniées lors de la transgression (émoussé faible des éléments, litage fruste). Une excep¬

tion est notée en ee qui concerne les conglomérats accumulés dans la dépression méridionale

de St-Barlhélétny ou sur le flanc sud du massif granitique ; la présence de galets nettement

arrondis de dolomies, d’éléments de pnrphv rendes et l'éloignement des formations dont

elles proviennent obligent à conclure à un transport et à un brassage beaucoup plus impor¬

tants. Les galets granitiques bien conservés, représentés Maniement il la base du conglomé¬

rat près de \ alayrac, Sont les témoins vraisemblables de la phase de- démantèlement ini¬

tiale, accumulés au fond de dépressions morphologiques dont l’existence est attestée par

le caractère lenticulaire des dépôts congloméra tiques. Les éléments d’origine plus lointaine

(dolomies, schistes et porphvroïdes), englobés dans les éléments d’une arène, constituent

au-dessus l'essentiel du remplissage.

Les brèches *i éléments cherteux remanient indibutablement les niveaux « silicifiés »

sous-jacents.

En conclusion, l image d'une surface de transgression bosselée, dont les dépressions

morphologiques sont encombrées par les matériaux éluviaux provenant de la destruction

des reliefs voisins, s’impose à l’esprit.

Au niveau des formations détritiques : S’appuyant sur de nombreuses études grarnilo-

métriques, morphoscopiques et des déterminations de minéraux lourds, CI. Martin (1963)

considère que la Montagne Noire a joué un rôle insignifiant dans l’alimentation de la sédi¬

mentation détritique dont la plus grande partie des éléments serait d’origine cévenole.

Le caractère régional de oes épandages et l’absence d’éléments appartenant de façon

certaine aux formations paléozoïques voisines confirment en partie celle hypothèse. La

nature pëtrographique et la texture des gros éléments du poudingue gréseux (quartz miero-

cristalliu à nids granohlastiques, parcouru par des filonnets mieux cristallisés) rappelent

bien celles des roches « silieifiées » locales, mais ees seuls caractères ne sont pas suffisants

pour étayer l'hypothèse d’ilne origine locale. L’allure souvent csquillcusc des quartz détri¬

tiques peut être due à une fragmentation eu cours de transport et ne constitue pas un obsta¬

cle à l’hypothèse d'une origine cévenole.

Les niveau:/• gréseux de lu partie supérieure du Trias sont composés de quartz anguleux,

de feldspaths potassiques très altérés et du cortège classique de minéraux accessoires ;

des associai ions de biolite et do feldspath évoquent des galets détritiques décomposés;

la sanidiuo est parfois abondante. La diminution du nombre des galets quartzitiques se

produit parallèlement à l’ennoyage général des zones en relief, Quoi qu’il en soit, la conser¬

vation des feldspaths altérés est incompatible avec un transport prolongé. L’origine de

la sanidine est peut-être à rechercher dans les formations volcaniques du Cambrien infé¬

rieur, bien représenté à l’échelle locale.

Les indications du matériel détritique : Le nourrissage des grains de quartz est, un phé¬

nomène général; selon A. Bernard, les nourrissages généralisés indiquent un milieu marin

ou proche du marin. Les agradations feldspathiques sont par contre inexistantes, leur

Fig. 13. — Comparaison des coupes di

ROUVIGNAC

W/4x& reine s ef grés j

dolomies indifférenciées

dolomies vacuolaires supérieures

dolomies d chai fies

schlsfû-dolomitique

û’ofomies mossives

dolomies vçcuolaires inférieures

a.'ferri an ces- gréso- carbonatée s

l-^vivl 9 rés

|%ISi défiles

lf- + -»- + -il granité

PALÉOZOÏQUE

BSgJgj calcaires oolithiques

çrés ou orkoses à ciment

dolomitlque

argile5 avec bancs dofomifigues :

i argiles et passées carbonotées

à cnncréfions siliceuses

col-carre* dolomitiqua

argiles el mornes noires

argiles à plaquettes

greso-carbonaféas ^

paudingues quartzeu*

:~ü | grès à inlercofahons argileuses J

ÜÉ^j marnes noires a gypse

: I T ^| alternances argi/a- gréseuses ,

^-| argiles vtirsicolores

dolo/niBs cristallines

| brèche d êlémenfs eherteux

| brèche polygénique

I conglomérat monogénique

! boryffne en amas

I formai, siliceuses développées

[ ou* dépens du Trias

j larmof. siliceuses développées aux

I dépens du socle dolomitique

I oliéroflun en.plaqueffGs des

I schistes paléozoïques

I arène granitique

-fë- mud-crack

^7 contournements syn.sédiment.

4 brèches

quartz bipyramidès

concrétions siliceuses _ chailles

& pseudomorphoses de cubes de st

■€? gypse

variations de faciès et de puissances.

JEAN-MARIE ROUCHY

absence évoquerait par opposition un milieu littoral pauvre en ions et la proximité du con¬

tinent nourrissier.

Les corrosions par le ciment carbonate affectent les éléments détritiques et leurs auréo¬

les de nourrissage, et ne s’accompagnent pas de néoformations phylliteuses ; même si une

partie de ces transformations doit être mise sur le compte d’une altération superficielle

récente, leur généralité indique un milieu lessivant.

Au niveau delà partie supérieure du Trias, les agradations feldspatbiquesinterviennent

(auréole d'agradation albitique des sanidines détritiques) dans la fraction détritique fine,

tandis que les corrosions des quartz et des feldspaths (entraînant parfois le remplacement

total de ces derniers) caractérisent les niveaux les plus grossiers. La coexistence de ces deux

types de transformations montre l’intrication de conditions confinées et de conditions

lessivantes, peut-être imputables à des phénomènes de dilution accompagnant les décharges

de matériaux élastiques.

L’abondance des ligures de ravinement et des éléments intraclastique» témoigne de

1 existence de courants à capacité érosive non négligeable.

Les indications de la fraction carbonatée : Le matériel calcaréo-dolomitique est toujours

représenté à la base du Trias : ciment, des formations conglomérat îques, ciment de l’arène

granitique ou des plaquettes schisteuses, dolomies cristallines ; sa présence traduit le calme

des eaux do transgression qui possèdent une énergie insuffisante pour arracher, puis entraî¬

ner les matériaux éluviaux, même lins, qui encombrent sa surface.

L’apparition des carbonates en bancs bien individualisés se produit parallèlement

à celle de la kaolinitc (terme 4), les implications paléomorphologiques et paléoclimatiques

ont été soulignées précédemment. L’existence de faciès oolithiquea (oolithes parfois frag¬

mentées) traduit l’agitation du milieu de dépôt au niveau des formations 4.

Les structures sédiment aires : Faible bathymétrie et exondations répétées sont illustrées

par la présence de nombreuses fentes de dessiccation dans les argiles versicolores, les grès

et les formations marneuses 4.

Oolithes, contournements des strates, bréchifications intraformattonnelles témoignent

en outre de l’instabilité du milieu pendant le dépôt des termes de la partie moyenne du

Trias. L’existence de passées congloméra tiques dans les plaquettes carhonatées (4) sont

en outre observables près de Rouvignae.

Les pseudomorphoses gréseuses de cubes de sel sont abondantes dans les termes 2

et 4. Quel que soil le processus de formation invoqué, ces pseudomorphoses caractérisent des

influences marines et une position en bordure du bassin pénésalin ; ces influences peuvent

eu outre être plus nombreuses que ne l’indiquent les traces de cubes de sel, la plupart d’entre

elles étant effacées lors des décharges détritiques.

La présence, de faeules anbydritiques, conservées dans les quartz de néoformation,

est un argument supplémentaire en faveur de cette hypothèse.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

II. ÉTUDE PALÉOGÉOGRAPHIQUE ET STRUCTURALE

Pendant la longue période d’émersion attestée par l’absence de dépôts carbonifères

et permiens dans la région île Ccilhcs, l’édifice hercynien a subi une intense désagrégation.

Les assises de dureté inégale ont réagi différemment à l’érosion, permettant ainsi l’élabo¬

ration de zones déprimées dans les parties politiques à gréso-pélitiques séparées par des

reliefs représentés par les bandes dolomitiques.

A. — Etude paléogéographique

Les différences d’épaisseur de la série triasique enregistrent fidèlement le modelé

superficiel de la surface de transgression (compte tenu toutefois de l’exagération des struc¬

tures par la tectonique tardive).

1. Le modelé de la surface antétriasique

(Fig. 13 et 20)

Séries réduites, lacunes de sédimentation, biseautages se manifestent à l’aplomb des

reliefs par opposition aux parties affouillées dont le remplissage est caractérisé par des séries

puissantes.

a — La zone des reliefs (lîg. 20)

Une réduction d’épaisseur de, l’ordre de 80 m intervient à l’aplomb des collines dolo¬

mitiques du col de Bouysse (La Rabasse) et de Fombine (unité d’Avcne) par disparition

successive des termes 1, 2, 3 et une partie de 4 ; ce simple fait démontre l’importance des

paléoreliefs lors de la sédimentation, L'existence des reliefs de Fombine et du col de Rouvsse

a été signalée par J. Roche (rapport interne BRGM) el M. Aubarue 1966, 1067).

Nature : Tous les reliefs sont constitués de dolomies d’âge cambrien appartenant

respectivement aux unités liBiologiques d’Avène (relief de Fombine), de La Rabasse (reliefs

de Rouvignac-col de Bouysse), de Rocozels (reliefs des Gandials-Boeozels) et de Génomes

(relief des Bailles). Le cas du massif granitique du Mendie sera envisagé plus loin.

Morphologie-héritage des caractéristiques du bâti hercynien : Les zones hautes, paral¬

lèles, présentent un allongement SW-NE emprunté à la direction des assises hercyniennes ;

leur dimension, perpendiculairement à l’allongement, est calquée sur la largeur d’affleure¬

ment des bandes dolomitiques.

Ce type de relief, développé en série monoclinalc, mérite malgré l’inclinaison élevée

des couches (46 â 60°) l’appellation de cuesta (in P. Bihot, 1959).

JEAN-MARIE ROtJCHY

L’abrupt, en l’occurence le flanc méridional, est bien opposé à la pente des couches ;

dans le cas précis du col de Bouysse et de Fombine-La Mendrerie, cet abrupt est sans doute

accentué par 1 activité de failles. Des différences de dureté déterminent au sein de ces zones

en relief une succession de reliefs élémentaires séparés par de petites dépressions, dont

l’altitude croît jusqu'à l’apex de la structure. La valeur totale de la dénivelée peut être

estimée dans le cas du col de Bouysse à 85 m ; la pente moyenne, mesurée entre le point

le plus bas de la dépression de Ceilbes et, l'apex du paléorelief, peut être évaluée à 3°.

Des cavités karstiques se rencontrent à la partie la plus élevée de la structure : col

de Bouysse, Fombine ut très latéralement au Coûtai.

b — Les dépressions orthoclinales (P. Birot, 1959)

Leur allongement est perpendiculaire à la plus grande pente des couches ; elles sont

élaborées dans les formations politiques inl'racambriennes à St-Barthélémy, gréseuses cam¬

briennes à Brus, gréso-pclitiqnes cambro-ordoviciennes et infraeatubriennes à Ceilbes et

politiques au col Notre-Dame. Leur morphologie et leur dimension sont fonction de la lar¬

geur d'affleurement des bandes politiques concernées (de quelques centaines de. mètres à

Brès à plus d'un kilomètre à St-Barl liélémy).

A la faveur de ces zones déprimées, le Trias offre une séquence complète.

c — Anatomie comparée des zones hautes de Bouysse et de Fombine

Afin d’éviter des descriptions fastidieuses, une série de coupes au l/l 000 (fig. 13)

et une reconstitution paléogéographique (fig. 20) illustrent la morphologie de la surface

antétriasîque. Seules les structures les plus importantes seront décrites ici (paléocuestas

du col de Bouysse et de Fombine).

Le flanc septentrional peu pente débute dans les deux cas, après les dépressions de

Ceilhes et de Brès, par un premier ressaut topographique (respectivement Rouvignac I

et Rieudalel contre lequel disparaissent le conglomérat de base et une partie des argiles

versieolnres.

A Rouvignac (lorsque Ton se déplace vers le sommet de la cuesta), la partie située

en aval du dôme de Roeas (seulement recouvert par la partie somndtale des grès 3) a une

morphologie beaucoup plus complexe et le relief de Rouvignac II (fig. 16 et 20) (sur lequel

transgresse le poudingue gréseux) s'intercale entre ces deux reliefs ; à son pied est déposée

une formation conglomératique épaisse d’une dizaine de mètres, sous les grès.

A Fombine, une série relativement complète, quoique d’épaisseur réduite, réapparaît

à la fav eur d’une dépression au pied du dôme de Fombine I (position identique à celle du

relief précédent de llucas) qui marque la disparition d’une grande partie des grès (trans¬

gression du poudingue quartzeux terme 3).

L’apex de la structure est réalisé au col de Bouysse et à Fombine IV ; seules les forma¬

tions marneuses de la partie moyenne du Trias transgressent à ce niveau. La morphologie

est en réalité plus complexe à Fombine et un dispositif en marches d’escalier dans l’inter¬

valle desquelles apparaissent les assises dolomitiques cristallines à base congloméra tique

est illustré dans la figure 20.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTAULOGÉMQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

Le flanc méridional est abrupt an col de Bouysse, dominant la dépression de Brès.

A Fondune, le paléorelief de La Mendrerie (recouvert par les grès 3) accidente la partie

située au sud du sommet do FomLine IV dont, il est sépare par une dépression dans laquelle

se sont déposés plus de 20 m de dolomies cristallines.

Dans le cas de Fombine, la limite entre cetle zone haute et la profonde dépression de

St-Barthélérny coïncide parfaitement avec le trajet de la faille de \inas. Le flanc méridional

de la palcocuesla du col de Bouysse correspond à la partie visible de la faille de Lamalou

(voir étude structurale')*

d —- Cas particulier du. massif granitique du Mendie et de la région des Bailles

Le massif granitique limite, au sud la dépression de St-Barthélérny. Une étude gravi-

métrique, (in M. Aubagiie, 1967) a mis en évidence une anomalie négative centrée sur la

partie nord du massif. Sous les terrains secondaires du Larzac, « le périelinal de l’anomalie

en vient à dépasser légèrement la vallée de la Lergue », coïncidant ainsi avec l’extension

orientale connue du granité.

Kn raison des nombreuses failles qui effondrent le Trias au contact du massif, les obser¬

vations de terrains n’apportent pas d’arguments décisifs prouvant son rôle de haut-fond ;

cependant, entre les coupes 21 et 22 (fig. 13) à peu de distance du hameau de la Grande Bon-

nafïe, la partie inférieure du Trias, partiellement: conservée, fait apparaître une puissance

nettement réduite (20 m environ) d’argiles versicolores dont l’épaisseur atteint plus de

50 rn à Valayrao, légèrement plus au sud. Ces données permettent de soupçonner l’existence

d’un haut-fond à l’emplacement de la partie septentrionale du Mendie.

La région des Bailles-Rocozcls (fig. 14) : A l’est de Rocozels, le poudingue gréseux

repose, soit directement, soit par l’intermédiaire d’un mince niveau brechique, sur les dolo¬

mies très irrégulièrement silicifiées, flanquées d’une partie de leur complexe tuffacc de

l’unité de Rocozels. Celte paléostructurc n’apparaît qu’à la faveur d’une fenêtre, au cœur

des grès disposés en voûte anticlinale ; sa morphologie est par conséquent: difficile à pré¬

ciser. Sa pente devait cependant être forte, si l’on en juge par la réapparition rapide des

argiles un peu en aval dans le talweg. I n dispositif comparable est observable (à 500 m

en direct ion de Rocozels) : les grès s'étalent directemen t sur les dolomies et sur l’encroûte¬

ment bréchiforme qui empâte leur surface.

JEAN-MARIE ROIÎCHY

La découverte, sur la colline dominant le hameau de Bailles, près de la cote 801 et du

Signal du Grand Mourgis, de blocs de grès et de poudingue gréseux de grande taille, épars

à la surface des dolomies, démontre le rôle paléogéographique vraisemblable de cette zone

septentrionale ; aucun autre terme de la série triasique n’est représenté ; la surface des

dolomies est diaclasée, bréchilico sur place (cimentée par de la barytine ou des carbonates

bien cristallisés) ; un tel dispositif évoque la transgression des grès sur une zone haute de

nature dolomitique, donc analogue aux structures de Rocas ou de Fombine.

2. Influence des reliefs sur la sédimentation triasique

(Fig. 13 et 20)

Grâce aux variations de puissance des termes de la partie inférieure du Trias, nous

avons pu établir l’existence et la morphologie des paléoreliefs de la haute vallée de l’Orb.

L’intervention directe de. chacun d’eux se marque non seulement par ces variations, mais

aussi en contrôlant Ja répartition des différents faciès. Nous allons reprendre l’examen

des unes et des autres.

a — Les variations de puissance

Elles se manifestent à Bouysse et à Fombine IV par la disparition des termes 1, 2, 3

et une partie de 4 : elles se produisent par biseautage brutal contre les flancs des reliefs.

Il s’ensuit que chacun des niveaux de plus en plus élevés de la colonne stratigrapliique

dépasse en extension les termes immédiatement sous-jacents ; le phénomène est répété

jusqu’à enfouissement définitif de la partie apicale de la paiéocuesta.

Les réductions par condensation dues à la subsidence différentielle sont nettement

subordonnées ; l’exemple le plus démonstratif est la réduction du banc de carbonates

médians : 6 rn près de Ceilhes, nettement inférieur à 1 m près fin dôme de Rocas.

b — Les variations de faciès ffig. 13)

Au niveau de la partie inférieure du Trias, les reliefs fournissent les matériaux gros¬

siers de la base du Trias. De la distance relative des formations conglomératiques aux reliefs

dépend la constitution des premières. Si l’on peut considérer les conglomérats monogé¬

niques (à éléments de dolomies) comme des accumulations éluviales à peine remaniées,

il est logique d’admettre que dans les zones plus éloignées des reliefs ou dans la partie cen¬

trale des dépressions orthoclinales un apport et un brassage de matériaux ont entraîné

la formation de brèches polygéniques : ces phénomènes ont pu d’ailleurs se produire en

grande partie avant la transgression.

A Rouvignac II, une fragmentation « in situ » des dolomies du flanc du relief est obser¬

vable ; les éléments sont fixes par un ciment carbonate, bien cristallisé à la base des argiles

et grès qui « fossilisent » la morphologie du relief. Les brèches à éléments eherteux, qui

« empâtent » la surface des paléoreliefs, empruntent leurs éléments aux formations immé¬

diatement sous-jacentes, Dans les deux cas, les éléments n’ont pu être entraînés avant

l’enfouissement de la structure. Le démantèlement s’est poursuivi jusqu’à l'ennoyage de

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉIVIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

la structure : ces brèches ne sont donc pas des épisodes synchrones, il est seulement pos¬

sible de- préciser la limite supérieure de leur période de formation.

Dans d’étroites dépressions séparant les reliefs élémentaires, on observe des dépôts

de dolomies cristallines englobant à I extrême base des niveaux conglomératiques : ds

résultent certainement de dépôts dans des lagunes paraliqnes, protégées des apports locaux

par les reliefs qui les encadrent ; les matériaux conglomératiques. accumulés au bas de la

dépression sont conservés il la base. Dans une telle hypothèse, ces dolomies représenteraient

une partie ou la totalité des termes t.riâsiquos liera déposés (argiles ou grès).

Les paléureliefs de l'ombilic sc prolongent dans la région du Gourai (à l’ouest) par

une colline dolomitupic sur le flanc de. laquelle est situe un alignement de brèches décrites

précédemment ; elles représentent sans doute d'anciennes accumulations éluviales, non

remaniées, situées au-delà de la limite de dépôt, du l'rias.

A la lumière de ces données, la formation des niveaux congloméra tiques de base n appa¬

raît pas comme le résultat de décharges grossières, mais plutôt comme la cimentation

d’accumulations éluviales, déposées au pied des reliefs, au fond de dépressions morpholo¬

giques ou encombrant la surface de dépôt. Le brassage de matériaux observable dans la

partie centrale des dépressions est certainement antérieur à la transgression (brassage par

les eaux superficielles)!

An niveau de la partie moyenne du Trias : Sur les flancs des paléoreliefs de Tiooas et

de Foinbinc 111 et IV, le terme marneux é passe latéralement à un ensemble de marnes

noires dont l'épaisseur dépasse 20 m. Le développement de la matière organique exige

des conditions hydrodynamiques de basse énergie, peu compatibles avec une position de

haut-fond : dans les parties plus éloignées, un enrichissement dû au caractère ralenti de la

sédimentation mi bien lu destruction dans les conditions plus oxydantes, peuvent être

envisagés ; le fait que la puissance de ces marnes noires soit nettement supérieure à celle

de leur équivalent latéral suggère qu’elles occupent une partie en dépression frangeant

les reliefs considérés. Ou note en outre, au sommet, un développement plus important des

niveaux carbonates.

L’abondance des litages contournés, des remaniements intraformationnels, au sein

des formations 4 et 6 au col de Houysse et à Fombine IV, sont les témoins de l’instabilité

du fond pendant la sédimentation. La présence locale des oolithes dans ce faciès de haut-

fond indiquerait une faible épaisseur de la lame d’eau.

3. Conclusions : définition des deux domaines de sédimentation

L’étude lithoatratigraphique et paléogéographique a permis d’individualiser deux

domaines caractérisés au niveau de la partie inférieure et moyenne du Trias seulement,

par une série d’épaisseur et de faciès différents.

Un domaine moyennement- subsident caractérisé par une série relativement complète

comprenant :

—- la partie inférieure du Trias (âge bundsanstein à muschelkalF : 1 abondance des matériaux

détritiques grossiers, les teintes rouges dominantes et la nature illitique de la fraction argileuse

sont les caractères majeurs ;

JEAN-MARIE HOUCHY

— la partie moyenne (Muschelkalk à Keupcr moyen) caractérisée par la rémission des apports

dét ritiques grossiers, des teintes plus sombres, l'individualisation des carbonates en ba ncs et l’appa¬

rition de kaolinite ; la fréquence des indices de faible bathymétrie et d’exondation temporaire,

les témoins d’incursions d’eaux marines (pseudomorpboses de cristaux de sel) sont nombreux.

Un domaine de haut-fond, (la série correspondante est bien individualisée près de la

partie apicale des paléocuestas) : la colonne slratigraphique est caractérisée par la lacune

de la presque totalité de la partie inférieure du Trias (à l’exception de la partie sommi-

tale des grès, localement à ciment siliceux).

Les différences sont surtout sensibles au niveau de la partie moyenne. On note :

— passage latéral du terme 4 à un ensemble d’argiles et de marnes noires dont l’épaisseur

est plus importante, possédant à la base des niveaux lie calcaires dolomitiques, localement ooli-

thiques, à passées cberliuise.s et remaniements intrafornialionuels ;

variation dans la répartition des carbonates : plusieurs bancs de calcaire dolomitique

vacuolaire sont observables au-dessus du niveau principal d’épaisseur réduite, de couleur rouge ;

— enrichissement en concrétions siliceuses.

L’ennoyage des paléoreliefs les plus élevés intervient après le dépôt des termes de la

partie moyenne du Prias : la partie supérieure se caractérise donc par son homogénéité

lithologique; elle ne présente pas de variations notables près des hauLs-fonds, si ce n’est

une réduction de puissance dont il est difficile d’évaluer l'importance.

B. — Étude structurale

Examinons succinctement l’histoire structurale à l’échelle régionale ; le Permien

constitue dans l'ensemble une période de calme orogénique, seulement marquée par le jeu

de quelques failles ut gauchissements (B. Gèze, 1949) ; des « bombements doux et progres¬

sifs du socle antélriusique intervenant pendant lu sédimentation » (A. Bernard, 1958)

représentent certainement les seules manifestations tectoniques de l’époque triasique.

Des faisceaux de failles orientées SW-NE (i SSW-NNE, conformes aux directions

d écaillages hercyniens : faisceau Montagnol-La Couverloiradc, faisceau de St-Michel du

Larzae comportant la faille du \inas-Mas Audran, faisceau de La V a e que rie, comparti¬

mentent les terrains secondaires des Causses ; en ce qui concerne ces deux derniers, M. Au ba¬

gue et al. (1966) considèrent que « le rejeu alpin dominant masque eertaiuemenl la réelle

activité pendant le Buts ».

L’activité tectonique tertiaire est en fait la plus apparente ; sur la bordure cévenole,

J. (rOci Ei. (1936) propose un âge oligocène inférieur pour les failles E-\Y et oligocène supé¬

rieur pour lies failles NNË-SSW. Outre un système de failles normales XE-SW, antépyré-

néen (secondaire ou cocène), Proust et Sisguret (1955) distinguent une phase de. compres¬

sion X-S, pyrénéenne (postvalauginienne, antéoligocène) et une phase de distension tardive

oligocène ou postoligocène.

Cinq phases de déformation ont été individualisées au cours de l’évolution structurale

postjurassique du domaine péri-cévenol (J.-C. Macquar, 1973, à paraître),

A l’échelle locale, les assises mésozoïques offrent l’aspect d’une série calme, dont les

termes sont affectés d’nn pendage moyen de 10 à 15° vers le NE. Les perturbations tecto-

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niques les plus importantes sont localisées dans deux bandes parallèles orientées SSW-

NNE, distantes de 2 km, perpendiculaires aux directions hercyniennes : l’ensemble occi¬

dental (failles normales, plis droits ou renversés parfois avec schistosité, brachyanticlinaux)

frangeant la limite socle-Trias et l’ensemble oriental (failles, plis, flexures) (fig. 15).

1. Les grandes familles d’accidents cassants

a — Les failles NNW-SSE à NW-SE

De nombreuses observations ont permis de limiter considérablement l’importance

attribuée sur la feuille de St-Afîrique à la faille du col Notre-Dame :

— au eol Notre-Dame, le conglomérat et le substratum schisteux sont effectivement séparés

par un plan de faille vertical, WSW-ENE ;

— aucune observation ne justifie son tracé entre le col et Roeozels (le conglomérat repose

en contact, normal sur les pélites scllistosées, rubéfiées et cimentées sur place par un matériel dolo-

mitique ocre) ;

-— à la sortie du village de Ceilhes, le lambeau d’Hettangien décalé au contact de. la faille

présente davantage l’aspect d'une loupe de glissement de la corniche hettangienne ;

214, 4

JEAN-MARIE ROUCHY

—- de Ceilhes à Salvagnac aiileurent les argiles du Keuper et non les termes de la partie infé¬

rieure du Trias ;

- à Vides, le Rhétîen, biseauté au contact de l'accident sur la bordure occidentale, existe

en réalité, relevé à 90° et passant, apparemment en continuité aux premiers niveaux ondulés de

rilettangien ; cette flexure est. vraisemblablement taillée sur une partie au moins de son parcours,

mais l’importance de cet, accident ne peut être comparée à celle de la faille du uni Notre-Dame

figurée sur la feuille de St-Affrique ;

— la fenêtre triasique de La Dalmerie est limitée à son extrémité septentrionale par une

fracture dont la direction NNE-SSW est peu compatible avec celle de la faille précédente.

En conclusion, ces trois accidents : col Notre-Dame s.s., Vides et La Dalmerie peuvent

être considérés comme indépendants.

La faille du Mendie met en contact le granité et la partie sommitale des grès triasiques

silicifiés et redressés ; le rejet, dillicile à évaluer, n’excède pas 30 m.

Ces failles n’ont qu'une signification locale et le rapport avec les structures paléogéo¬

graphiques n’apparaît pas nettement.

b — Les failles WSW-ENE à SW-NE (fig. 15)

La faille de Lamalou prolonge en direction le contact des dolomies et des grès cambriens

et se superpose donc à la limite méridionale de la paléocuesta du col de Bouysse ; elle suit

le talweg de Lamalou et disparaît à la traversée de la fenêtre de Vides, selon la feuille de

St-Affrique. En réalité, aucune observation ne justifie à ce niveau l’existence d’un accident

et le « filon » de Rouvignac ne subit, contrairement aux indications de la carte, aucun déca¬

lage au col.

Néanmoins, l’existence d’un effondrement est nécessaire pour rendre compte de la

différence d’altitude qui sépare le conglomérat des Clauzels de son homologue du col. Cet

accident., très redressé, est net dans le substratum (il sépare grès et dolomies cambriennes) :

son influence n’est plus sensible au niveau des marnes de la partie moyenne du Trias qui

recouvrent définitivement le paléorelief. On peut conclure semble-t-il à un lent affaissement

du compartiment de Brès pendant le dépôt des termes de base du Trias (conglomérat,

argiles versîcolores et grès en partie) correspondant au rejeu d'un accident antétriasique,

accentuant vraisemblablement le caractère abrupt de la retombée méridionale du paléo-

relief du col de Bouysse (fig. 17) ; seul un niveau bréchique à éléments contournés atteste

l’instabilité du fond au voisinage des Clauzels.

La faille de Vinas met en contact les argiles versicolores du compartiment méridional

et les alternances greso-carbonatées cambriennes à Vinas, les niveaux ondulés de la base

de l’Ilettangien et les marnes noires du Toarcien près de la maison cantonnière du col

de THommc-Mort. Après un relais, elle recoupe les formations jurassiques des Causses,

passe au Mas-Awdran et s’amortit à l’extrémité méridionale des Cévennes ; son rejet, éva¬

lué à 50 m près de La Dalmerie, doit être supérieur à 150 m au col de l'Homme-Mort ;

la valeur de son plongeaient vers le SE doit être Voisine de 80°. Elle limite précisément

doux domaines paléogéographiques différents, à savoir le paléorelief de La Mendrerie recou¬

vert par le poudingue gréseux (terme n° 3) et la dépression des Planes-St-Barthélémy

contenant nue série triasique puissante avec niveaux de gypse ; son tracé coïncide donc

exactement avec la limite méridionale de la paléocuesta de Fomhine-La Mendrerie.

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La faille de Valayrac, dont le rejet vertical ne doit pas excéder 30 m, correspond à la

limite sud de l’anomalie gravimétrique précédemment citée. Si l'on considère que les réduc¬

tions d’épaisseur de la série triasique interviennent immédiatement au nord de cette faille,

cette dernière semble occuper une position paléogéographique très analogue à celle des

failles de Lamalou et do Viuas.

Du massif du Mendie jusqu’à Ceilhes, l’ensemble occidental est jalonné par un aligne¬

ment de (ailles passant à des llexurès qui seront étudiées ultérieurement.

Essai d'interprétation, — lin résumé, quelle que soit 1 importance de ces failles, leur

coïncidence avec les limites méridionales des lianes à pente forte de chacune des paléo-

cuestas ou de la partie supposée en relief du massif du Mendie est une donnée fondamen¬

tale.

Le rôle de haut-fond joué par la partie septentrionale du massif granitique du Mendie,

conformément à l’orientation générale des paléoreliefs dolornitiques ne peut se concevoir

sans l’intervention d’un accident antétriasique exhaussant, le panneau considéré.

Les failles SW-NK pourraient donc bien correspondre à une phase de distension lini-

hercynienne et antétriasique, réutilisant les directions structurales île l’édifice hercynien.

Un premier rejeu tendant à accentuer la dénivelée des paléocuestas pendant la sédi¬

mentation des niveaux inférieurs du Trias peut être envisagé. Leur rejeu ultérieur en décro¬

chement au cours de l’activité pyrénéenne est attesté par l’abondance des stries inclinées

entre 15 et 22°.

c — Autres accidents

Le iilon barytique de St-Barthélémy emprunte le trajet d’une fracture de direction

E-W, s’incurvant sur la rive gauche du ruisseau d’Arnoye vers une direction NW-SE ;

son plongerneitt moyen est de 60' J vers le nord ou le nord-nord-est. Les stries de glissement

verticales sont les plus fréquentes, cependant certaines sont inclinées entre éll et 55° vers

le nord. Dans le prolongement du filon, des stries inclinées à 20° indiquent une importante

composante horizontale. Le rejet total ne dépasse pas 30 ni. Le broyage intense des terrains

triasique» témoigne des rejeux de la structure. Vers le nord, après disparition du filon,

la fracture ne se manifeste plus dans les terrains triasiques que par une fiexlire abaissant

le compartiment septentrional.

Une brèche à éléments basaltiques (cheminée ?) s’intercale sur le trajet du filou (vol¬

canisme plio-qua ternaire).

L’état d'intense rubéfaction des schistes paléozoïques dans le compartiment exhaussé

par la faille est une constatation importante, mais l’âge de cette altération ne peut être

fixé avec certitude.

Au nord du hameau de Ceilhes, des stries peu inclinées indiquent un mouvement en

décrochement dans un petit réseau de fractures verticales (orientées N 25° E, N 50° E et

N 160° E).

2. Plis, flexures et schistosités

Les paragraphes suivants seront consacrés à l’étude des deux bandes parallèles, orien¬

tées NNW-SSE, qui présentent les perturbations tectoniques les plus importantes. L’espoir

JEAN-MARIE ROUCHY

d’esquisser une chronologie relative des déformations posthercyrienne est autorisé dans

la partie occidentale où une observation simultanée des structures est possible.

a — U ensemble occidental (lig. 16, 17, 18)

L étude des déformations fait intervenir la notion de « zones silicifiées » sur la morpho¬

logie desquelles est souvent calquée la forme des plis. Bien que les silicifications soient l’objet

de la troisième partie de ce mémoire, il paraît nécessaire pour une meilleure compréhension

des faits structuraux d'en dégager sommairement les grandes lignes morphologiques ; deux

types seront distingués :

— Les zones « silicifiées » linéaires : succession de segments orientés N 150° F, à N 160° E,

dont 1 épaisseur peut atteindre 20 m et qui apparaît à la faveur des points hauts de la surface anté-

triasique ; ils sont observables sur une distance supérieure à 10 km depuis la partie méridionale

du massif du Mendie au sud jusqu’au hameau de Rouvignac au nord ; cet alignement matérialise

la limite actuelle d extension vers l’ouest des terrains triasiques et est: connu sous le nom de « filons »

de quartz du Mendie, Vinas, Rieudale-Cantérise et Les Clauzcls-Rouvignac.

—■ Les zones « silicifiées » en dômes : il s’agit de carapaces siliceuses dont, l’épaisseur est souvent

difficile à évaluer, ayant, grossièrement la forme de dômes et coiffant la surface des paléoreliefs

de Rocas, col de Bouysse, Fombine I et IV et La Mendrerie ; l’extension horizontale visible dépasse

500 m à Fombine I (dans la plus grande dimension).

Les anticlinaux très allongés NNW-SSE : Us correspondent exactement aux zones

silicifiées linéaires. La longueur de chaque segment plissé est variable, elle peut atteindre

i 400 m et son amplitude, perpendiculaire à rallongement, dépasse localement 20 m mais

de nombreuses réductions, voire des pincées peuvent intervenir sur le parcours. Malgré

quelques disharmonies locales, les lianes présentent un pendage moyen de 60 à 70°. Le flanc

oriental coïncide souvent avec une fracture qui abaisse les terrains triasiques au contact

de la structure ; les stries indiquent une composante exclusivement verticale du mouve¬

ment.

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Une seule terminaison périclinale a pu être observée, aux Clauzels, dans les grès tria-

siques.

La masse quartzeuse ainsi ployée s’avère constituée de terrains triasiques (essentielle¬

ment grès ou plaquettes carbonatées). A Rieudale, un travers-banc creusé dans les dolomies

paléozoïques en direction du « filon » n’a rencontré en profondeur qu'une brèche à éléments

dolomitiques et. ciment quartzeux (A. Quand,tean, 1935). Sans autre précision il est malaisé

d’interpréter cette observation ; cependant, il est tentant d'attribuer cette brèche au pas¬

sage d’une fracture qui suivrait l’anticlinal fi coeur de Trias silicifié.

La disposition anliclinale n’a pu être observée ni à Vinas, ni au Mendie. Ce dernier

point sera discuté à propos îles silicifications.

Trois directions de schistosité de fractures peuvent être mesurées à la surface de la

masse quartzeuse : N 150° E à N 100° E à plongemenL vertical, parallèle au plan axial

de la structure, N 100° E, verticale, et N 40° E plongeant vers le sud-est, nettement subor¬

donnée. En outre, la terminaison périclinale des Clauzels est affectée d’un réseau de frac¬

tures divergentes fi partir du cœur de la structure, orientées N 100" E (verticales nu plon¬

geant fi 80° vers le sud) et N t40° à N 100° E (plongeraient à 45° vers l’ENE),

Les terrains triasiques sont redressés au voisinage des anticlinaux, conformément

au pendage des flancs de la structure. La surface de chacun des bancs de grès présente

des stries indiquant un mouvement de glissement des bancs les uns sur les autres et une

importante fracturation. Line telle disposition suggère un mouvement d’extrusion de la

structure quartzeuse au sein des formations encaissantes.

JEAN-MARIE ROUCHY

Fig. 18. — Coupes des zones silicifiées de Fomliine-La Mendrerie.

Dômes et brachyanticlinaux (fig. 16, 17, 18) : Les terrains de la partie moyenne du

Trias présentent de part et d’autre des amas siliceux une disposition anticlinale dont l’allure

est l’iinage exacte de celle de l’amas : dômes et Imtchyanticlinaux allongés NE-SW selon

la direction des paléoreliefs sont ainsi observables à llocas, au col de Bouysse, à Fombine I

et IV et à La Mendrerie. 1 - amplitude verticale de la déformation ne peut pas être évaluée

avec précision et la plus grande dimension horizontale atteint; 500 m à Fombine I. Le pen-

dage des flancs, compliqué de nombreuses ondulations de détail, varie de 35° environ à

Rocas à 60° à Fombine IV.

Comme dans le cas précédent, les grès et éventuellement les plaquettes gréso-carbonatées

constituent l’essentiel des terrains reconnaissables dans la masse siliceuse ; les dolomies

cambriennes silicifiées sont parfois représentées au cœur de la structure.

Les fractures les plus importantes ont les caractéristiques suivantes : N 40° E, N 50° Ë

(pendage variant de la verticale à 80° SE) à Rocas et Fombine I, N 100° E (plongement

80° S) et très accessoirement N 140° Ë.

Plis renversés de Rocas : Sur les flancs ouest et est du dôme de Rocas, les marnes noires

à fines passées carbonalées et parfois les bancs de carbonates eux-mêmes sont affectés de

plis isoclinaux, renversés, d’amplitude décimétrique (Rocas) à métrique (chemin de Lama-

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lou) ; leur plan axial, orienté N 140° K à N 1G0° E, a un plongeaient variable (de 30 à 60°)

concordant le. plus souvent avec le plongeaient du flanc du dôme quartzeux sous-jacent

et soulignant ainsi la dépendance étroite de ces deux types de structures.

Le litage apparent des marnes noires correspond en réalité à une schistosité de plan

axial.

Dans la partie septentrionale du dôme, l’épaisseur des marnes noires se réduit consi¬

dérablement — elle s’annule sur un appendice du dôme —. définissant un biseau qu’il est

difficile d’attribuer à une simple disharmonie tectonique.

b — U ensemble oriental (fig, 19)

Au travers des entablements hettangiens de la bordure orientale du secteur, six fenêtres

de Trias supérieur, dont quatre figurent sur la feuille au 1/80 000 de St-Affrique, peuvent

être dénombrées.

Les fenêtres de Vides, du col de f Homme-Mort et de La Dalmerie (fig. 19) : la fenêtre

de Vides, représente le genou d’une llexure orientée N 140° E à N 150° E abaissant le com¬

partiment occidental. Sur la feuille de St-Affrique sa limite occidentale coïncide avec le

trajet de la grande faille du col Notre-Dame au contact, de laquelle disparaissent les assises

30 O =0

o m o

Barytiné dans le conglomérat de base _

(Séries épaisses)

2_ Au niveau de la

partie moyenne

du TRIAS

Les profils B sont dessinés r

sans exagération de l’échelle a

des hauteurs-

Série argilo- marneuse médiane

DOMAINE MOYENNEMENT SUBSIDENTl

Fig. 20. — Reconstitutior

des cavités Karstiques

1 1

dualisafion

1 ornes noires

calcaires

jues à la base

Série

argilo-marneuse

médiane

IE haitt-fondI

DOMAINE

MOYENNEMENT

SUBSIDENT |

lograpliique et structurale.

IDOMAINE MOYENl

SU3SIDENT

JEAN-MAHIE ROUCHY

rhétiennes. Cette flexure peut passer localement à une faille sur une partie de son parcours,

mais l’existence de Rhétien, affecté d'un peiulage vertical, passant en continuité apparente

aux niveaux ondulés de l’Hettangien, limite considérablement l’importance de cet acci¬

dent.

L’axe de cette flexure est en réalité compliqué de nombreux replis à charnière aiguë,

parallèle à sa direction, dont l’amplitude varie de quelques décimètres à une dizaine de

mètres. Une série de plis et de flexures de directions comparables, affectent l’Hettangien

au-delà de la terminaison méridionale de cette fenêtre (bien visibles au col).

La fenêtre du col de F Homme-Mort (bord oriental de la route Ceilhes-Joncels) est

alignée dans l’axe de celle rie Vides,

La fenêtre de La Dalmerie, décalée vers l’ouest par rapport à celle de Vides, montre

une disposition analogue : llexure N 1411° E abaissant le compartiment occidental.

Les fenêtres isolées du Mas-Gouil, des Abençals et des Cabrih : de forme grossièrement

triangulaire avec un grand axe orienté N-S au Mas-Gouil, WSW-ENE pour les deux autres,

apparaissent dans un contexte peu plissé, vraisemblablement à la faveur de décrochements

ou de bombements dans les terrains du Causse. Elles illustrent la faible épaisseur de la

couverture hettangienne dans toute cette partie orientale.

3. Essai d’interprétation

Sur la bordure occidentale, les plis anticlinaux, dont l’allure est rigoureusement cal¬

quée sur la morphologie des zones « siliciliées » sous-jacentes (dômes ou anticlinaux linéaires),

résultent d’une évolution complexe ; l’interprétation fera nécessairement intervenir des

arguments qui seront développés à propos de silicifications (3 e partie).

a — L’existence d’un biseau séd intenta ire des marnes noires contre l’amas siliceux

de Roeas constitué essentiellement de grès triasique (au nord du dôme, les termes carbonatés

surincombants se moulent à la surface du dôme siliceux sans intercalation de marnes noires)

est une preuve de l’existence de mouvements intratriasiques. L’apparition de remaniements

inlraformationuels (contournements, glissements, brèches) au sein des formations argilo-

earhonatées 4 du col de Bouvsse témoigne par ailleurs de l'instabilité du fond pendant le

dépôt de ces termes. Il est dès lors logique de penser que les déformations souples intratria-

siqtics ont pu débuter pendant le dépôt des grès (terme 3) et se poursuivre pendant celui

des marnes noires (terme 4).

h — La flexion en anticlinaux allongés, réguliers, étroits ou en voûtes, voire en « clo¬

ches » à flancs fortement, pentes de telles masses quartzeuses parait difficile sur le pian pure¬

ment mécanique, compte tenu du fail que l’on se trouve dans un étage structural très super¬

ficiel. Cette constatation conduit à supposer que les déformations souples et la silicification

sont des phénomènes synchrones et ceci d’autant mieux qu’une relation génétique appa¬

raîtra dans la 3 e partie de ce travail.

c — Les structures antielinales en dômes se superposent exactement aux paléoreliefs

dont, on peut admettre que la lente surrection pendant cette période a induit le ploiement

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’QRB

des couches considérées en anticlinaux dont la morphologie est la réplique exacte de celle

des paléoreliel's.

d — L’élaboration de l’alignement anticlinal NNW-SSE résulte d'un processus com¬

parable ; sa direction sécante sur celle des paléocdestas est vraisemblablement calquée sur

celle de la llexure continentale. Sa morphologie pourrait résulter du rejeu d une taille bor-

dière.

La présence à Kieudale d’une brèche h ciment siliceux à l’aplomb de la structure est

un argument en faveur de l’existence d’une faille coïncidant localement avec la marge

continentale et dont le rejeu aurait favorisé le ploiement des dépôts triasiques.

e — La coïncidence des limites de ces anticlinaux allongés avec des fractures de glis¬

sement, la disposition des terrains triasiques épousant leur forme et leurs dimensions,

suggèrent l'extrusion de ces zones en saillie dans la couverture à la faveur d’une compres¬

sion tertiaire. Ces structures résulteraient donc d’un serrage E-W.

La morphologie des structures siliceuses d une part et la compétence des termes tria¬

siques voisins d’autre part expliquent la diversité des types de déformations affectant

les niveaux avoisinants :

_Les structures « silicifiées » linéaires ont. pénétré dans la couverture à la manière d une

lame provoquant de part et d’autres : des phénomènes de rupture : fractures ; des glisse¬

ments, banc par banc, des termes gréseux relevés, glissements matérialisés par des miroirs

striés.

_ La surreetioii des structures en dômes s’est essentiellement accompagnée de la forma¬

tion de plis renversés d’entraînement avec schistosité de plan axial dans les formations

marneuses incompétentes, emprisonnées lors de la compression entre deux parties résis¬

tantes (zones silicifiées).

Quelques réflexions seront livrées concernant la bordure orientale. Lu raisonnement

par analogie, inspiré par la similitude des directions structurales, conduirait à penser que

dans une région aussi calme tectoniquement, cette llexure complexe, correspond à 1 enre¬

gistrement, en surface de structures et de déformations profondes. Les rejets antagonistes

permettraient d’imaginer une dépression NNW-SSE recoupant perpendiculairement les

structures hercyniennes (fig. 15).

La succession chronologique des événements tectoniques pourrait se résumer ainsi :

Période antétriaùqm

Distension liniheroynienne peut-être contemporaine de la subsidence permienne : failles

normales WSW-ENE à SW-NE induisant le modelé de la surface antétriasirpie (héritage des direc¬

tions hercyniennes l.

Pendant le dépôt du Prias (essentiellement dépôt des termes 3, 4 et 5)

Rejeu probable des failles WSW-ENE.

Surreet.ion progressive des hauts-fonds selon deux directions :

- SW-NE (favorisée par le rejeu des failles) : direction générale des hauts-fonds ;

JEAN-MARIE ROUCHY

— NNW-SSE : rejeu conjugué d'une llexure ou d’une faille bordière.

La plupart de ces déformations interviennent pendant le dépôt des termes de la partie moyenne

du I fias (ils débutent «les la sédimentation des grès), M, Aubague (1967) souligne l’existence vrai¬

semblable d’une phase épirogénique déjà suggérée par JL Sfbvat (1961) entre les termes argileux 2

et les grès 3 ; le rejeu de la faille de Larualou pourrait être rapporté à un tel épisode.

Tertiaire

Compression E-W :

— fracturation et rejeu des fractures antérieures ;

— extrusion des « lames » anticlinalcs NNW-SSE s’accompagnant de fracturation des flancs

de la structure, glissement banc par banc et fracturation des grès voisins ;

surrection des dômes quartzeux provoquant la formation de plis renversés ou couchés

avec schistosité de plan axial N 160° E.

Le rejeu en décrochement des failles normales SW-NE.

La chronologie des différents épisodes n’a pu être établie à l’échelle du secteur, une

étude régionale serait nécessaire ; en outre, la tectonique pyrénéenne ne fait que reprendre

en les accentuant les déformations antérieures. Il est dès lors difficile de faire part de ce qui

appartient à chaque épisode.

C. — Essai de reconstitution paléogéographique et structurale

(Fig. 20)

La période antélriasique : L’élaboration de paléocuestas dolomitiques orientées WSW-

ENE, à bord méridional « abrupt », et d’un relief de nature granitique, séparés par de pro¬

fondes dépressions orthoelinales, est le résultat d’une longue période d’altération mécanique

el, chimique procédant la transgression Iriasique. Cette morphologie est contrôlée par des

failles normales SW-NE qui élèvent la partie méridionale des reliefs.

A 1 échelle de la pénéplaine hercynienne, ces reliefs ont un caractère insolite ; ils condi¬

tionnent étroitement le dépôt des sédiments.

Pendant le dépôt des tenues de la partir inférieure du Trias, et avant le démantèlement

qui affecte une surface, encore imparfaitement pénéplanée, l’altération pédogénétique

conduit à la formation des sols ilhtiques. Desquamation des schistes, arénisation des gra¬

nités et dissolution des dolomies se produisent simultanément sur la surface d’érosion.

Le démantèlement se poursuit jusqu’à l’ennoyage de la structure ; les produits élu¬

viaux s accumulent au pied des reliefs, dans les dépressions morphologiques ou encombrent

la surface ainsi élaborée.

Les étapes de la transgression : Les eaux triasiques s’étalent en premier lieu dans les

parties déprimées, encombrées par les matériaux éluviaux. La conservation des fines pla¬

quettes schisteuses et des produits de J’arène superficielle, cimentés par un matériau dolo-

mitique, témoignent des ladites capacités érosives de ces eaux et du calme hydrodynamique.

Line tendance au comblement se manifeste par la suite, mais l’épaisseur de la lame

d’eau reste faible sur une morphologie somme toute irrégulière. Chaque terme de la série

triasiqüe ft se biseaute » contre les reliefs, puis est dépassé en extension par le terme supé-

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉlN IQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

rieur ; Je phénomène se reproduit jusqu’à l’ennoyage définitif de toutes les irrégularités

morphologiques, qui intervient avec le dépôt des termes de la partie moyenne du Trias.

A tous les stades de la transgression, des lagunes paraliques sont isolées entre les paléo-

reliefs et autorisent une sédimentation calcaréo-dolomitique ; les matériaux éluviaux accu¬

mulés sont conservés à la base de ces carbonates. De tels phénomènes ont été décrits par

L. Courkl (11)70) sur les bordures nord et est du Massif-Central.

Les brèches encroûtant les palcoreliefs sont les témoins des derniers stades de déman¬

tèlement de la structure avant l’enfouissement et leur âge s’avère donc de plus eu plus

récent lorsque l'on s’élève dans la topographie autétriasique.

Le dépôt de termes de la partie inférieure du Trias : Les principaux caractères de ces

dépôts semblent démontrer leur caractère très littoral d’une part et l’imperfection de l’évo¬

lution pédogénétique sur le continent d’autre part. Les influences marines sont toutefois

importantes et sans doute effacées lors dos dilutions accompagnant les décharges conti¬

nentales qui entretiennent un milieu lessivant.

La position particulière du secteur de St-Barthélémy est attestée par la présence de

sulfates calciques et par la nature des minéraux argileux (interstratifiés et ehlorite).

Le dépôt de la partie moyenne du Trias : L’importance des teintes sombres, la rémission

des apports détritiques grossiers, l’individualisation des carbonates eu bancs et l’appari¬

tion de kaolinite peuvent être interprétées :

— soit par l’installation d’un régime franchement biostasique. sur le continent,

— soit par la plus grande maturité des structures paléogéographiques de la surface anté-

triasique,. Le démantèlement ri'intervienl guère sur des reliefs moins accusés ou en grande partie

ennovés. Les phénomènes pédogénétiques sont plus intenses et prolongés, permettant la forma¬

tion de kaolinite.

Certains indices plaident en faveur d’une position plus en aval (bordure de bassin péné-

salin), la rareté de ces indices est peut-être due à la simple dilution du milieu.

L’instabilité du fond à cette époque est le résultat de l'exhaussement des paléoreliefs

en grande partie ennuyés ; cet exhaussement, est en partie synchrone de la sédimentation

et a débuté dès le dépôt des grès de la partie inférieure du Trias. La surrection de l’axe

NNW-SSE a vraisemblablement été induite par le jeu d’une fracture.

Une sédimentation caractérisée par sa richesse en matière organique et son épaisseur

plus forte se développe sur les flancs des paléoreliefs élevés, se comportant comme des aires

localisées de subsidence, accrue bordant les reliefs lors de leur surrection.

Le dépôt de la partie supérieure du Trias : L’ennovage définitif des paléoreliefs et l’évo¬

lution continentale amènent l'installation d'une sédimentation calme, à caractère lagunaire,

permettant le dépôt de dolomies de « précipitation directe » et localement de gypse.

Les décharges détritiques du sommet peuvent être mises sur le compte, soit de diva¬

gations saisonnières, soit de légers mouvements épirogéniques apportant quelques pertur¬

bations dans un milieu à « caractère marin confiné » (M.-C. Lkbouché-Bernet Roli.ande,

1972).

JEAN-MARIE RODCHY

L'évolution tertiaire : Les manifestations de la tectonique tertiaire, vraisemblablement

pyrénéenne, illustrent la pérennité, au cours des périodes géologiques, des directions struc¬

turales hercyniennes d’une part et des structures en relief de la topographie antétriasique

d’autre part. Cette tectonique est caractérisée par le rejeu en décrochement des failles

antétriasiques SW-NE, par la surrection et l’extrusion des parties saillantes sous-jacentes

s’accompagnant de déformations variées, contrôlées par la morphologie des masses extru-

dées et les caractères locaux de rigidité ou de plasticité des termes affectés (fracturation,

glissements banc par banc, plis isoclinaux avec schistosité de plan axial).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLEE DE L ORB

SILICIFICATIONS — MINÉRALISATIONS BARYTIQUES

Les amas hur i/U </ ties (Les Bailles , Boui/sse , Fombine, Cautérise , Les B ht nés j , situés sous la

surface de discordance stratigraphique soele-Trias, à l’aplomb des parties en relief de la surface

antétriasique, représentent, avec le filon de St-Barthélérny, les seules concentrations exploitables,

d’intérêt économique très limité.

Les formations siliceuses, en dômes (Rocas, col de Bouvsse, Fombine I et La Mendrerie) ou en

anticlinaux NNW-SSE Clauzels-Rouvignac, Rieudale-Cantêrise) couronnent certains reliefs au

SALVAGNAC

•• .

■ CCILHES

VIDES

Zones I Subslmf,

silicif'ées 2.Grés

Trias

Les ABENCALS

BaS04 en nimenl

Amos bor/tniues

Les CABRILS

Cargneulei

1.Argiles à cloqtK'M«»l££^

gréseuses corbanaréèp'"'

2 Marres no tes

Grés alaO'PS rouiMes

d'HOMME

[es CLAUZELS

ArgBcs-versicolores 1

(*- marnes noues a >"

gypse (le Sr. BaRhsiémy^

i-Conglr/nérûl ittonog ~

2, Brèche polygénique

ta DALMERIE

Formations schisto-gréseuses

altérées en plaquettes

Formations dolomitiques

Formations schisto-gréseuses

* + ■*• + ♦+ + + ♦ + ♦■* » ♦ ■

♦♦ + + Massif du MEhlDII

Le COURAL

Fig. 21.

— Position des zones siliciÜées et des minéralisations barvtiques

en fonction de la paléogéographie (échelle 1 /50.000 e ).

JEAN-MARIE ROUCHY

voisinage des amas barytiques. Quelques traces de cuivres gris, chalcopyrite, pyrite, localement

bournonite, associées à des carbonates de cuivre (azurite et malachite) apparaissent, en relation

avec les amas barytiques et siliceux.

Les chapitres précédents ont montré l’indépendance des principaux types de minéralisations :

les minéralisations polymétalliques en partie d’âge préhercynien ;

— les minéralisations cuprifères et localement antinionifèrcs associées aux liions de quartz,

postérieures aux déformations hercyniennes et ô la mise en place du granité hercynien du Faou-

lat ;

— les silicifications (auxquelles s'asseoient quelques indices barytiques et cuprifères) et les

minéralisations barytiques, contrôlées au niveau du Trias par la lithostratigraphie, la paléogéo¬

graphie et éventuellement les déformations mlratriasiquca.

I. CARACTÈRES GlTOLOGIQUES

A. — Répartition de la silice et de la barytine

1. Les différents types de silicifications

Si l’on considère que des niches d’âges variés (Cambrien et Trias) constituent le sup¬

port des accumulations siliceuses, dans I un des cas au moins le dépôt de la silice est épi¬

génétique; l’emploi des Lermes silicification et silieilié, malgré leurs implications génétiques,

paraît préférable, même s'il doit être démontré par la suite qu’une partie au moins du pro¬

cessus est synchrone du dépôl de certains horizons triasiques.

a — Les accidents siliceux isolés dans les sédiments triasiques

Plusieurs types sont observés :

— Les concrétions en « choux-fleurs » (de taille décimétrique), à structure sphéroli-

thique, se rencontrent dans les niveaux argileux et gréso-carbonatés de la partie moyenne

du Trias.

— Le nourrissage de grains de quartz détritiques est un phénomène général dans

les niveaux détritiques.

Les reliquats de quartz pyramides ou de néoformations quartzeuses (aspect en

« éponge ») contiennent de nombreuses inclusions anhydritiques parfois dissoutes ; leur

aspect déchiqueté est dû à la corrosion par le ciment carbonate généralement recristallisé.

Ces individus sont parfois regroupés en agrégats granoblastiques associés à des sphéro-

lites fibreux, recoupés par des veinules carbonatées tardives ; une relation semble exister

entre l'intensité de la récristallisation des carbonates d’une part et celle de la corrosion

d autre pari. Des quarLz bipyramidés aux contours aulomorphes sont, fréquents dans les

termes de la partie supérieure du Trias lorsque la matrice carbonatée est réduite.

— Les accidents siliceux ovoïdes ou allongés (de taille supérieure à un décimètre)

sont nombreux dans l’intervalle carbonate médian, près du col de Bouvsse uniquement

(bordure orientale du paléodôme).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉN1QUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oHB

— Les géodes de petite taille (centrimétrique) accidentent, près des paléoreliefs, le

terme carbonate précédent.

— Les plaquettes siliceuses d'épaisseur centrimétrique, sont interstratifiées dans les

argiles médianes (terme 4) au même titre que les passées carbonatées ou gréso-carbonatées ;

elles présentent fréquemment un aspect noduleux ou montrent des structures polygonales

de dessiccation en relief, conservées par la silicification ; ces passées présentent tous les

caractères d'encroûtements siliceux en relation avec des émersions temporaires, fréquentes

dans ces niveaux.

Quel que soit le. type d accidents siliceux considéré, un enrichissement considérable

caractérise les niveaux du domaine de haut-fond : le phénomène est particulièrement net

près du col de Bouvsse.

h — Les formations calcaréo-dolomitiques à passées cherteuses

Ces formations sont observables au col de Bouvsse, sur les flancs du paléorelief. Il

s’agit d’une succession de bancs de nature calcaréo-dolomitique, de teinte ocre, admettant

quelques passées argileuses. La fraction sableuse est abondamment représentée au sein

des niveaux carbonates à grain fin (inférieur à 10 p), localement oolithiques, partiellement

recristallisés : par adleurs, les bancs franchement gréseux sont fréquents.

niv. greso-corbonotes très

siliciftés contenont des ,

elemenls cherteux remontes

fins el très afcondonts

éléments cherteux

quartz en épongé

colccire dolomitique ocre

à matériel détritique, quortz

microcristal lin discret

passées et éléments

cherteux

fractures syn.sédiment.

Fig. 22. — Structures sédiiuentaires affectant des niveaux à passées cherteuses.

214, 5

JEAN-MARIE ROUCHY

Les passées cherteuses sombres, constituées de quartz micro- à cryptocristallin, engre¬

nés, recèlent des vestiges de carbonate microcristallin généralement sous la forme de facules

orientées. Ces passées sont affectées par les déformations synsédimcntaires (fractures,

plissotcments, slumpings, bréchifications] (voir fig. 22).

Les quartz bipyramidés ou en éponge sont parfois groupés en passées parallèles à la

stratification cl également affectés par les glissements synsédimentaires.

La recristallisation conduit au développement d’individus de plus grande taille déve¬

loppés au sein des passées cherteuses ou aux dépens du quartz microcristallin discrètement

réparii au sein des niveaux carbonates ; des nids de quartz isodiamétriques peuvent ainsi

être observés. Des cristaux de quartz (60 ji environ) se développent au cœur des oolithes

ou à la limite îles enveloppes concentriques.

Le remplacement des carbonates micritiques par le quartz microeristallin et le déve¬

loppement des quartz pyramides sont des phénomènes précoces ; ils se produisent dans

des niveaux faiblement consolides.

c — Les silicifications partielles des roches du .substratum

La silicification des dolomies cambriennes intervient à la surface de chacun des paléo¬

reliefs élémentaires constituant les paléocuestas ; son intensité croît avec l’altitude du haut-

fond et la nature du terme, triasique transgressif (l’exaspération du phénomène conduit à

la formation d'épaisses croûtes quartzciises dont les caractères seront étudiés séparément :

voir e).

Lorsqu’un intervalle argileux (argiles versieolores 2 ou niveau argileux intercalé dans

l’intervalle gréseux 3) repose directement sur les reliefs dolomitiques, la silicification affecte

les dolomies seulement sur une épaisseur plus réduite (pouvant aller de quelques décimètres

à plusieurs mètres).

L’exemple le plus démonstratif est celui de Rouvignac II : les dolomies (sommet des

dolomies massives ou base du schisto-dolomitique) rubéfiées, sont silicifiées sur une épais-

dolomi* rubéfiée et irrégulièrement

silieifîaa

niveau entièrement ulicifié

cuivres gris et azurite

ciment corbonaté ocre à groin fin

dolomie tris recrisfallisa*

colcite spathique

Fig. 23. — Surface des dolomies cambriennes rubéfiées et partiellement silicifiées, démantelées à la base

des grès triasiques transgressifs sut le paléorelief de Rouvignac II (noter également, le remaniement

de la pellicule de cuivres gris qui encroûte la surface du relief).

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNTQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

seur de quelques décimètres ; la surface du relief est en outre recouverte par une pellicule

millimétrique constituée de cuivre gris ; F ensemble est démantelé et constitue les éléments

d’une brèclie conservée à la hase de l'intervalle argileux transgressif ; les éléments de cette

brèche sont, emballés dans un matériel dolomitique ocre, reerislallisé, qui emplit, les fissures

ouvertes dans les dolomies sibciliées (lig. 23).

Des remaniements de dolomies silicifiées sont également observables sur les lianes

des reliefs de Kouvignae I, de Fombine. I et de La Mendrerie.

Là, la silicification est donc antérieure à la dernière phase de démantèlement qui pré¬

cède l'ennoyage sédiment aire du relief.

d — L'horizon quartzeux localisé à la surface du granité du Mendie

Un niveau de quartz saccharoïde, blanc laiteux, d’épaisseur centimétrique est inter¬

calé entre le premier banc gréseux à taches rouille (grès de base) et à ciment siheeux d’une

part, et l’arène granitique superficielle, localement, cimentée par un matériel dolomitique

ocre d’autre part. Il contient localement de belles cristallisations de b a ry line ainsi que

des gouttelettes d'hydrocarbures appartenant au groupe des alcancs l détermination par

spectrograpbiu d'infrarouges).

Son âge relatif de formation est en outre précisé par les observations suivantes :

— la présence de ce niveau siliceux exclut, celle du conglomérat de base typique con¬

servé seulement dans les dépressions morphologiques ;

— près du hameau de la Grande Bonnafïe, un niveau bréchique à la base du Trias,

d’épaisseur réduite, contient des galets de quartz blancs provenant du remaniement de

ce niveau.

Les parties saillantes du granité, au même litre que les reliefs dolomitiques, sent le

siège de phénomènes de silicification lors de la transgression triasique ; la silicification est

postérieure à la cimentation dolomitique qui caractérise certainement les tout premiers

stades de l’immersion du relief, mais précède l’ennoyage sédimentaire.

e — Les roches totalement silicifiées

Elles constituent les dômes quartzeux (Rocas, col de Bouysse, Fombine I et IV) et

les anticlinaux NNVY-SSE (Clatizels-Rouvignac et Rieudale-Cantérise) dont les caractères

structuraux sont décrits plus loin.

An cours de l’étude structurale, deux types morphologiques de zones silicifiées ont

été définis d’après leurs caractères structuraux : les dômes ou brachyanticlinaux allongés

selon la direction générale des assises paléozoïques et les zones silicifiées linéaires de direc¬

tion IM N W-SSE ; leur morphologie est le résultat de :

— déformations précoces (ini rai riasiques) intervenant probablement pendant le dépôt

des grès et des termes de la partie moyenne du Trias ;

— la morphologie des hauts-fonds sous-jacents : les premiers correspondent à des

paléoreliefs en dômes ou allongés selon la direction des assises hercyniennes; les seconds,

de direction orthogonale, correspondent au rejeu d’un accident bordier. On note localement

(col de Bouysse) la présence d’anticlinaux à cœur silioifié dont la direction du plan axial

est N 100“ E.

JEAN-MARIE ROUCHY

Ces carapaces siliceuses formées aux dépens des grès Iriasiques (Rocas, Combine 1,

Rouvignac-Clauzels et, Rieudale-Cantérise), des niveaux argilo-carbonatés situés à la base

de l’ensemble médian (4) du Trias (col de Bouysse et Fombine IV), encroûtent la surface

de chacun des reliefs élémentaires de dolomies cambriennes, elles-mêmes affectées par le

processus de silicification.

A Fombine I, on peut observer, partant de la périphérie vers le centre du dôme, le

passage latéral progressif des grès et du poudingue quartzeux (d’épaisseur réduite) à des

grès à ciment siliceux, puis à une croûte quartzeuse caractérisée par l’oblitération de la

structure de la roche originelle.

A Fombine IV, l’étude des niveaux complètement silieifiés révèle la présence de passées

contournées ou bréchifiées analogues aux passées cherteuses du col de Bouysse ; le phéno¬

mène de silicification est donc étendu dans le temps.

L’enrichissement en silice conduit à l’individualisation de deux types pétrographiques :

les chcrts (roche siliceuse à grain fin. quelle que soit son origine) et les quartzites qui consti¬

tuent peut-être le terme ultime de la recristallisation des premiers. Dans la majorité des

cas, les éléments figurés (quartz des grès, galets des conglomérats) sont cimentés par un

quartz micro- à cryptocristallin.

Des agrégats granoblastiques (grain voisin de 100 p) confèrent aux roches cherteuses

un aspect pse u d oeonglomératique. La juxtaposition de tels agrégats conduit à l’individua¬

lisation de quartzites. Les roches sont généralement recoupées par des veinules de quartz

lamellaires, implantés perpendiculairement au plan de ces veinules.

A l'aplomb de ces croûtes quartzeuses et dans la partie centrale des dômes, les dolo¬

mies cambriennes sont intensément silieifiées : elles contiennent en outre de nombreuses

géodes à cristaux de quartz de grande taille (plusieurs centimètres) et sont parcourues

par un réseau dense de filon nets de quartz dont les directions dominantes sont N 150° E

et N 100° E, conformes à celles des déformations intratriasiques. L’intensité de la silicifi¬

cation décroît lorsque l’on descend dans la topographie à partir des sommets hypersilîoeux

(ces phénomènes sont observables jusqu’à une centaine rie mètres sous les sommets).

Près de Rouvîgnac, le conglomérat de hase est également affecté par le phénomène ;

cet horizon encadré par les grès iriasiques et les dolomies cambriennes silieifiées représente

la base d’une série réduite, caractérisée par l’absence d’argiles versicolores et d’une grande

partie des grès.

T.a barvtine en grandes gerbes lamellaires est envahie par le quartz cryptocristallin

et remplacée par les quartz pyramides d’une part et les agrégats granoblastiques d’autre

part : généralement on n’observe plus que de fines plages reliques ou des fantômes de lamel¬

les pseudomorpbosces en quartz.

Dans l’amas du col de Bouysse, la fluorine en plages xénomorphes aux contours den¬

telés apparaît en relation avec une petite, fracture.

A Vinas et sur le massif granitique du Mendie, les lames quartzeuses (filons de quartz)

subverticales à bords parallèles, s’alignent dans la direction des zones silieifiées linéaires

du Trias : elles soulignent nettement le. trajet d’un accident qui matérialise grossièrement

encore la limite occidentale d’extension des terrains triasîques gréseux.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET METALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oBB

Près de Cant crise, ces masses quartzeuses sont situées sous les anticlinaux triasiques

à cœur «le Trias silteiüé ; en règle générale, ils sont situés à des niveaux inférieurs dans la

paléotopographie anlétriasique ; ils rappellent les racines d'amas siliceux.

Le remplissage quartzeux a pu intervenir soit précocement (remplissage d’une faille

bordière. en activité sous les zones hypers! lice uses en voie «le plissement), soit; tardivement

par migration per desCensum de la silice lors de rejeux éventuels de l'accident.

On peut noter que les deux processus ont pu se produire successivement.

L'ensemble des phénomènes observés révèle donc une histoire beaucoup plus complexe

que dan» le cas précèdent. La localisation «les carapaces quartzeuses à l'aplomb des hauts-

fonds démontre le contrôle paléogéographiqlie, tandis que la position strntigraphique des

horizon» affectés (grès et. niveaux caJcaréo-dolomiliques 4, localement partie inférieure

des marnes noires) met en lumière le contrôle lithostratigraphique ; le rôle des déformations

intratriasiques. a été démontré par ailleurs dans le chapitre consacré à révolution structu¬

rale.

Si une partie de la silice est contemporaine du dépôt des sédiments affectés (ciment

des grès, passées cherteuses, accidents siliceux près du paléorelief), il est nécessaire, pour

rendre compte de l’intensité du phénomène, d envisager un enrichissement plus tardif,

résultat de la convergence des trois types «de contrôles précédemment cités.

2. Les minéralisations barytiques

a — La barytine dans les sédiments triasiques

Dans le conglomérat de hase des séries triasiques épaisses (domaine moyennement

subsident) elle cristallise en grandes lamt Iles enchevêtrées ou en agrégats fihroradiés dans,

le ciment dolomilique ocre; elle peut constituer le ciment exclusif des éléments ou emplir

des cavités telles «pie des fantômes «le galets dissous.

Elle est, «dans de nombreux cas, intimement associée à des carbonates de cuivre dis¬

posés au centre des plages barytiques, en lin liséré sur leur bordure ou bien encore autour

des galets dolomitiques. De nombreux quartz bipyramides se développent au sein des lamel¬

les. Des lilonnets ou des veinules à remplissage barytique recoupent la roche en restant

inclus dans ses limites d'extension.

Dans les grès et le poudingue gréseux de la partie inférieure du Trias (Les Clauzels, en

partie Rouvigltac) : L'aspect résiduel des lamelles aux contours « rognés » et des fines plages

emprisonnées entre les auréoles de nourrissage des grains de quartz souligne le caractère

précoce de la cimentation barytique. Ces grès à ciment barytique sont localisés entre les

grès à ciment siliceux (vers l’amont) et les grès à ciment carbonate (vers l’aval : domaine

moyennement subsident).

Dans les niveaux de la partie moyenne du Trias :

— Les marnes noires du col de Bonysse renferment, des concrétions rognonneuses

de barytine (de taille déeimét.rique), composées d’agrégats étoilés, de petite taille (aspect

finement grenu), contenant de nombreux fragments de la roche encaissante.

JEAN-MARIE ROUCHY

Le dosage des éléments en traces a révélé de fortes teneurs en baryum dans les niveaux

argilo-marneux (terme 4) ; un net enrichissement se produit dans le sens domaine moyenne¬

ment subsident-domaine de haut-fond.

— Les plaquettes carbonatées et gréso-carbonatées 4 à 6, situées au voisinage immédiat

des reliefs du col de Bouysse et de Fombîne IV, contiennent de la barytine sous diverses

formes : agrégats étoilés dont le développement extrême conduit à l’individualisation d’un

véritable « feutre » barytique, dense et sans litage apparent ; nodules centimétriques ;

] amelles isolées.

Dans les termes triasiques silicifiés (Rouvignac, Roeas, Clauzels, Fombine I et IV et

La Mcndrerie) : La barytine est constamment présente dans les niveaux totalement silici¬

fiés ; elle se. présente généralement sous la forme d’assemblages libroradiés de lamelles

enchevêtrées ou d’un « semis » de petites plages résiduelles.

Certains échantillons silicifiés du col de Bouysse contiennent des grains détritiques

(millimétriques), arrondis, de barytine dont les contours sont soulignés par du quartz plus

largement cristallisé.

b — Les remplissages barytiques de cavités karstiques à la partie apicale des paléocuestas

(Les Bailles, col de Bouysse, Fombine et Cautérise) (fig. 24 et 25).

Situation : Les amas baryliques les plus importants sont localisés à l’apex des paléo¬

cuestas dolomitiques sous la surface de discordance des terrains triasiques transgressifs,

en l'occurence les marnes et argiles noires de la partie moyenne du Trias. Près des Bailles

(bandes dolomitiques de Bucnzels et de Génomes), les concentrations barytiques sont

abondantes à la surface des dolomies ; le Trias n’est plus représenté que par quelques lam¬

beaux gréseux conservés par l’érosion ; si le rôle de haut-fond de ces bandes carbonatées

parait très probable (absence de témoins de niveaux infragréseux, prolongement des paléo¬

reliefs de Rocozels), la position des amas minéralisés par rapport à la surlace de trans¬

gression des marnes noires ne peut être précisée.

Morphologie des corps minéralisés : le modelé karstique : Les corps minéralisés ont des

formes variées : lentilles déeamétriqués allongées parallèlement au litage redressé des dolo¬

mies, effilochées à leurs extrémités, poches de taille et de formes variables réunies entre

elles par un réseau dense de filotmels d’épaisseur irrégulière (succession de parties renflées

et étranglées) ; cette morphologie évoque le remplissage d'un réseau de cavités de dissolu lion

développées aux dépens de toutes les discontinuités lithologiques et structurales des reliefs

dolomitiques.

Ces formes d’érosion superficielles s’accompagnent en profondeur d'un réseau souter¬

rain dont les formes sont contrôlées par l’état de fracturation des roches considérées ; il

parait donc logique de rencontrer sous le.s amas harytiques principaux un système de filon-

nets ou également de lentilles (à La Mendrerie, fig. 24) dont l’épaisseur et la densité dimi¬

nuent progressivement en profondeur. Leur disparition se produit à une cinquantaine,

de mètres sous la paléosurface (principales directions structurales : N 100° E et N 160° K).

Les caractères du mur : Les dolomies du mur sont irrégulièrement silieifiées (fig. 24) ;

le phénomène est surtout sensible dans le.s cavités situées près de la limite d’extension

des grès.

ETUDE GEOLOGIQUE ET METALLOGENIQUE DE LA HAUTE VALLEE DE L ORB

2 Aspect d'un amas de barytine massive de

faible dimension (La Menderie)

3 Détail de la base de la masse principale de barytine

de FOMBINE 12"

Fig. 24. — Les amas barytiques karstiques de Fombine IV.

AMAS BARYT1QUE

9 plcqueltes grises corbonotées présentant un

feutrage borytique dense

8 niveaux pêlitiques noire

7b barytine massive contenant ae nombreux

éléments bréchmues ce aolomies, dolomies

et grés silioitiés

7 niveau «in d élémenls de barytine, de

dolomies,de dolomie* *Hici»le«* 1 de chert et

de grès slllctflé»

° nlvecu péllllau» colore en M*u pgr l'arurite

contourné <t d'aspect encroûtant.

5 boryllne massive, eiwtertenl des éléments

empruntés aux dolomies pulvérulentes, ou*

racines sUlcsuies

niveau rueoeà bille» ferrugineuses, struc¬

ture» brécKu|ii«s remonloiU des métoux dolo-

mltlouo» rubéfies ou partiellement sillcifies

dolomie pulvérulente 0» teinté rousse

traversée par des racines siliceuses

dolomie fragmentée )n situ, éléments cimentés

por de lo borytlne

dolomie sombre

S2ui

Fig. 25. — Coupe synthétique des amas barytiques de Fombine IV.

JEAN-MARIE ROUCHY

Un horizon dolomitique ruhéfié et pulvérulent (épaisseur métrique), contenant des

fragments de dolomie saine, apparaît à la hase de. certaines cavités à Fombine,

La partie superficielle des dolomies du mur est, en outre, fréquemment fragmentée

et bréchifiée sur place ; les éléments sont cimentés par des lamelles de barytine limpides,

engrenées et implantées perpendiculairement au plan des fissures ; près des Bailles, le ciment

d’une telle brèche est constitué par un matériel dolomitique recristallisé.

Le remplissage non minéralisé (fig. 24) : Ce remplissage a été observé en détail à Fombine ;

nn niveau bréehique de teinte rouille, à éléments ferrugineux partiellement silicifiés et

« billes » ferrugineuses, témoigne du démantèlement d'une croûte rubéfiée, avant l’ennoyage

du karst.

Les néoformations de quartz sont abondantes ; elles contiennent des inclusions d’anhy-

drite nombreuses ; elles résultent de circulations d’eaux sulfatées lors de l’ennoyage du

réseau karstique ; le caractère sulfaté du milieu pendant cette période est illustré.

Le remplissage barytique : Une barytine massive, contenant localement des éléments

de roches silici fiées (dolomies cambriennes), repose sur les formations précédemment décri¬

tes.

A Fombine (fig. 24), cet horizon de puissance réduite (quelques décimètres) est recou¬

vert par un niveau siliceux d’épaisseur centimétrique, très ferrugineux et coloré en bleu

par l'azurile ; ses contours capricieux, paraissant mouler une surface ravinée, évoquent

l’allure d’un encroûtement ; il est possible d’envisager une phase d'émersion temporaire

pendant l'ennoyage du karst par la transgression triasique. La masse barytique principale

débute, à Fombine, par une passée décimétrique composée exclusivement d’éléments

(taille voisine du cm) de barytine remaniés, reposant sur l’horizon siliceux (fig. 24, 3) : la

friabilité de ce minéral interdisant tout transport prolongé, cet horizon résulte des remanie¬

ments éluvionnaires d'une concentration siIuée à proximité immédiate ; un tel fait s’accorde

parfaitement avec l’hypothèse d’émersions intervenant lors de l’ennoyage. Le remplissage

est ensuite réalisé par une importante masse de barytine cristallisée eu grandes lamelles

enchevêtrées et contenant de nombreux éléments de roches silici liées (dolomies cambriennes

et grès triasiques) dont certains peuvent atteindre un décimètre dans la plus grande dimen¬

sion ; ces éléments sont vraisemblablement issus du dôme quartzeux de Fombine IV situé

à proximité.

Ces remaniements représentent un phénomène général dans les amas barytiques ;

par exemple le niveau à barytine détritique a été rencontré au col de Bouysse où il recouvre

une masse de. barytine pins importante sans intercalation de niveaux siliceux et près de

Canlérise en bordure de la zone silici fiée.

Au col de Bouysse, cette masse semble d’épaisseur nettement réduite comparativement

à celle de l’ensemble situé sous l’horizon détritique.

Le toit : Les argiles noires à minces passées dolomitiques (terme 4) recouvrent directe¬

ment la masse principale de barytine : l'enfouissement sous les assises transgressives appar

tenant à la partie moyenne du Trias a rnis lin au remplissage barytique. Le toit n’a pu être

observé dans les autres amas, cependant au col de Bouysse leur position géométrique par

rapport aux termes triasiques voisins laisse supposer que les argiles et marnes noires ont

également fossilise les structures minéralisées.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MET ALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’oRB

Le cas particulier des amas des Planes : Ces amas, d’observation difficile, occupent

une position plus basse dans Ja paléotopographie triasique (niveau du conglomérat de base)

et leur alignement souligne grossièrement le trajet de la faille de Vînas ; la morphologie

de détail est peu différente de celle des amas précédemment décrits (poches allongées paral¬

lèlement au litage des dolomies, remplissage de fractures, fissures, etc.), les dépôts Iwtry-

tiques sont hachés par de nombreux miroirs de faille en relation avec les rejeux du grand

accident, de Vinas, 11 s'agit encore de cavités de dissolution dans les dolomies cambriennes

dont l’élaboration a été vraisemblablement guidée par la présence locale d'une faille cana¬

lisant les eaux d’infiltration. Ces amas, de dimension plus modeste, sont localisés au pied

du relief de Fombine-Cantérise dont le sommet est couronné par les concentrations impor¬

tantes du col de Cautérise.

c — Les remplissages de fractures sans rapport apparent avec les amas

Les filonnets de Lascours : De directions analogues aux précédents ; N 160° E, N 100° E

et N 30° E, ces filonnets à remplissage de barytine contenant quelques cristaux de cuivres

gris s’en distinguent à la fois par la nature de leur encaissant (pélrtos infracarbonalées

cambriennes) et par l'éloignement des reliefs doloiniliques précédents.

Les filonnets de la terminaison périclinale de la zone silivifice des ClauzeUt : Ces grès à

ciment harytique qui constituent l’enveloppe de la terminaison périclinale de la zone

silicifiéc de Rouvignac-Les Clauzels sont parcourus par un réseau de fractures à remplis¬

sage barylique de directions N 100° E et N 140° h N 160° E ; ces filonnets ne dépassent

pas en extension verticale les limites des grès minéralisés et restent localisés au voisinage

immédiat de la terminaison périclinale.

d — Le filon de Si-Barthélémy et les filonnets satellites (fig. 26)

Le filon principal, de direction N 100° E s’infléchissant à l’est du ruisseau d’Arnoye

vers une direction N 120° E, affecté d’un pendage moyen de 60° vers le nord, présente

une épaisseur variable de un à trois mètres. Il effondre les termes triasiques (conglomérat

de base, argiles versicolores) au con tact de pclh.cs antécambriennes très rubéfiées. Il s'nmoie

de part et d’autre sous les assises argileuses à passées gréseuses (en partie silicifiées; de

la partie inférieure du Trias, plovées en anticlinal à bords fracturés et parcourues par un

Fig. 26. — Coupe du filon harytique do Si-Barthélémy (échelle 1/5000 e ).

JEA1N-MA1UE ROUCHY

réseau dense de filonnets divergents à partir du centre de la structure ; une telle disposition

rappelle nettement la terminaison périclinale des Clauzels.

Des filons parallèles recoupent au nord le conglomérat de base du Trias à ciment bary-

ticjue en restant inclus dans ses limites d’extension verticale. Le plus important d’entre

eux, d'épaisseur semi-métrique à l’affleurement, atteindrait une puissance de trois mètres

en profondeur (selon les dires des anciens exploitants). Cette morphologie irrégulière peut

résulter de la rencontre de segments correspondant à un mouvement en extension et de

segments correspondant, à un mouvement en cisaillement.

L observation des miroirs striés montre l'existence d’une double composante des

mouvements postérieurs au dépôt de la barytine : en glissement (stries verticales) et en

décrochement (stries inclinées à 20° vers l’est) ; il n'est pas possible d’établir avec certitude

la chronologie des deux mouvements.

Le contenu filonien est simple, il comporte essentiellement de la barytine largement

cristallisée, d’aspect parfois émietté en raison des rejeux de l’accident : la pyrite (en saupou¬

drage sur les lamelles), la chalcopyrite, le enivre gris apparaissent très accessoirement en

cristaux isolés; seuls les carbonates de cuivre peuvent être localement très abondants.

Dans les filonnets qui parcourent les grès à l’extrémité du filon, les lamelles de barytine

emprisonnent d’abondants restes charbonneux contenant de la pyrite ; aucune structure

végétale n’esi reconnaissable.

3. Les minéralisations cuprifères

A la base de la formation argilo-gréseuse (équivalent latéral de la partie inférieure des

argiles versicolores), une minéralisation difluse en cuivre est contenue dans les niveaux

gréseux très liinoniteux et riches en matière organique d'une part et dans les bancs

argileux parfois colorés en bleu par l’azurite d’autre part. Je n’ai pu observer les épigénies de

restes végétaux citées dans les rapports miniers.

Le dosage îles éléments eu traces a révélé en outre de fortes teneurs en zinc (près de

700 ppm) et en nickel (80 ppm).

Les observations de terrain montrent un parallélisme remarquable entre l’apparition

de cette minéralisation et la variation de faciès de l'ensemble argileux 2 qui conduit à l’indi¬

vidualisation d’alternances argilo-gréseuses remarquables, à leur base, par l’abondance

de la matière organique. Malgré son caractère ponctuel et son importance très limitée,

cette minéralisation évoque un dépôt de type « red-beds ».

Il est important de noter, plus au sud, dans le bassin de Lodève, la généralisation d’une

minéralisation cuprifère à la base du Trias.

B. — Synthèse oîtoi.ogique

1. A l’échelle minérale

a — Ordre d'apparition des minéraux

L’individualisation de quartz cryplo- à microcristallin en passées cherteuses au col

de Bouysse ou en ciment des grès peut être considérée comme un phénomène précoce,

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉT.4LLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

peut-être comme un dépôt. sédimentaire originel, hypersiliceux, au sein duquel les carbonates,

faiblement représentes, ont été remplacés.

Les quartz bipyramides do grande taille, parfois regroupés en lits affectés par les con¬

tournements synsédiment,aires, représentent ou Stade de cristallisation très précoce ; la

conservation de facides d’anhydritc au sein des individus quarlzeux, alors que ce minéral

est absent dans l'ensemble des formations triasiques, est un argument supplémentaire en

faveur de cette hypothèse. La formation de tels quartz semble résulter d'une croissance

centrifuge à partir d’une sphéroïde c.alcédnnieux originel, fibreux à zones de croissance

concentriques, formé pendant la cristallisation de l’anhydrite (inclusions d’anhydrite à

disposition radiai ru) ; les quartz lamellaires (à extinction encore libre ose) se disposent

dans l’alignement des libres calccdonieiises ; les quartz h [pyramides forment l’auréole

la plus externe.

Le dépôt d'une pellicule de silice fibreuse (fibres implantées perpendiculairement aux

faces des quartz) autour d’agrégats quarlzeux évolués inaugure un deuxième cycle de crois¬

sance en zones concentriques, Le-processus a pu se répéter plusieurs fois.

Certains agrégats complexes de grande taille montrent des groupements quarlzeux

à divers stades d’évolution : fe dév eloppement des quartz bipyramidés à extinction franche

est donc précoce et accompagne la cristallisation de l’anliydrile, ainsi protégée de la dilu¬

tion qui accompagne le dépôt des strates surincombanles.

Ces observations paraissent confirmer en grande partie l’hypothèse de P. Dkman-

geon (1966) qui associe la formation des quartz bipyramidés à la période d’évaporation

elle-même.

L’aspect déchiqueté des individus évolués, dans les niveaux carbonates, est le résultat

d’une corrosion par le ciment, carbonate intervenant pendant l’évolution dîagénétique

du sédiment ; les veinules de dolomite recristallisée recoupent ces quartz à l'emporte-pièce.

Certains quarlziles des niveaux totalement silîcifiés de Combine sont constitués par

la juxtaposition de quartz bipyramidés.

La recristallisa lion tardive (dia- ou épigénétique) des quartz micro- à cryptocristallin

conduit certainement à l'individualisation de quartz de plus grande taille, se groupant

en nids ou formant, des quarlziles ; des veinules de quartz lamellaire sillonnent en outre

la roche.

L’aspect résiduel des lamelles de barytine ou des grains isolés et l'existence de grains

détritiques de barytine dans les roches silicifiées soulignent le caractère très précoce de

la formation de ce minéral dans les sédiments (antérieur au quartz nlicrocrisIaUin). Dans

les grès à ciment barytique, des granules de barytine sont emprisonnées entre le grain détri¬

tique et son auréole de nourrissage. Le développement des quartz bipyramidés dans les

lamelles de barytine est un phénomène constant et illustre encore l'association entre eette

variété de quartz et le milieu sulfaté. Les remplacements pseudomorphiques de libres

de barytine par le quartz sont fréquents dans tous les niveaux totalement silicifiés.

La fluorine paraît associée à une fracture ; elle serait alors postérieure aux autres miné¬

raux ; cependant la rareté de ce minéral ne permet pas un nombre d’observations suffisant

pour proposer une interprétation.

JEAN-MARIE ROUCHY

Tableau

III. — Ordre d’apparition des différents minéraux

au cours de l’évolution des sédiments.

b — Les inclusions fluides

Les échantillons étudiés proviennent des amas barytiques de remplissage karstique,

du filon de St-Barthélémy, des filonnets contenus dans le socle (Lascours) et des passées

gréso-carhonatées de la partie moyenne, du Trias.

Les inclusions primaires, réticulées, d’une centaine de microns, possèdent un remplis¬

sage monophasé aqueux.

Les inclusions secondaires, isodîamétriques (10 à 20 p de dimension), sont très nombreu¬

ses : elles présentent également un remplissage monophasé liquide et soulignent des fentes

nettement recicatrisées.

Les barytines du eol de Botiysse et celles du filon de St-Barthélémy renferment en

outre des inclusions solides d’hématite, responsables de leur coloration brune ou rose.

Quelle que soit leur provenance, les échantillons ne montrent pas de différences nota¬

bles si ce n est une décrépitation observée dans les barytines provenant des remplissages

de fractures (St-Barthélémy, Lascours) et vraisemblablement imputable aux rejeux succes¬

sifs de l’accident.

La valeur des indications fournies par les inclusions de la barytine a été confirmée par

celles des quartz qui ne contiennent que très peu d’inclusions aqueuses toujours de petite

dimension (de 1 à Idp), sans libelle gazeux.

Ces observations montrent que la température de formation des deux minéraux devait

être inférieure à 50° C.

2. A l’échelle de la formation

Il est important de rappeler que la silice et la barytine apparaissent précocement

dans les sédiments : remaniement et bréchification de passées cherteuses et de lits de quartz

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

pyramide, brèches à éléments eherteux, grains détritiques de barytine, granules de bary-

tine emprisonnés entre le grain détritique et son auréole de nourrissage ; silice et barytine

sont constamment associées en proportion très variable selon les types de formation

a fit </i*rr.v contrôles de» silici/icàtion»

La liaison avec la surface de transgression

La silici beat mu se développe à la surface de chacun des paléoreliefs élémentaires;

le phénomène se déplace au cours du temps de la base vers l’apex des paléocuestas, paral¬

lèlement à l’avancée de la transgression, précédant en chaque point l’ennoyage sédimen-

taire dn haut-fond. A chaque étape, des brèches remanient les parties silicifiées à la base

du terme transgressif.

Le phénomène est certainement contemporain de l’immersion du relief et le dépôt

d’une couche sédimentaire met lin à son développement.

Contrôle caléogéog h a p h iq u e

La silice s'accumule sur les parties en relief du substratum et l’intensité du phénomène

est proportionnelle à l’altitude du paléorelief :

— des silicifications dilfuses des dolomies cambriennes s’observent sur les reliefs infé¬

rieurs de Rouvignar l et II et de Rieudale ;

— des silicifications intenses se produisent sur les reliefs élevés de Rocas, du col de

Bouysse, de Combine 1, Il et IV et de La Meudrerie ; elles se traduisent parla formation

d’une puissante carapace quartzeu.se développée aux dépens des grès triasiques, «les niveaux

gréso-carbonatés de la partie médiane du Trias et des dolomies cambriennes sous-jacentes ;

les témoins de celle silicification se rencontrent à une centaine de mètres sous les sommets

hypersil ici liés, sous la forme de (ilonnets rie quartz ou d'îlots de «jaspéroïdes» dont le nombre

décroît en profondeur.

Toutes les observations convergent pour démontrer que la paléomorphologie est le

contrôle principal du développement des silicifications ; mais d'autres facteurs, lithoslra-

tigraphiques et structuraux, sont intervenus pour créer les conditions nécessaires à une

exaspération du phénomène.

Contrôle lithostratigraphîque

C’est seulement lorsque les grès de la partie inférieure du Trias reposent directement

sur les reliefs dolomitiques que le processus de silicification atteint un maximum d’intensité ;

la porosité d’une telle accumulation pédimentaire, facilitée par l'hétérogénéité de taille

des grains, permet le battement d’une nappe phréatique soumise à des assèchements et les

circulations d'eaux continentales riches en silice, vers le substratum.

Contrôle structural

L’étude des déformations successives de la Couverture triasique a permis de supposer

l’existence de mouvements in Ira triasiques ; la surrection des parties en relief de la surface

antétriasique pendant le dépôt des termes d et 4 de la colonne stratigraphique, facilitée

par le rejeti vraisemblable des failles SW-NE, aurait provoqué le ploiement et. par suite

la fracturation précoce des sédiments du substratum.

JEAN-MARIE ROIJCHY

Il résulte de ces phénomènes l’acquisition d’une perméabilité secondaire importante,

responsable de la permanence du phénomène de silicification et des circulations per descen-

sum dans le substratum pendant la période de dépôt des niveaux gréso-carhonatés de la

hase de l’intervalle 4.

Ces circulations per deseensum, dans des fractures, sont sans doute à l'origine des lames

quartzeuses de Cantérise-Vinas et peut-être des « filons » du Mendie, localisés sous les zones

silicifiâes linéaires.

A. l'aplomb des reliefs inférieurs, l’intercalation d’un épisode argileux entre les grès

et les dolomies en relief joue le rôle d’écran à l’égard des circulations postérieurement à

l’ennoyage du relief ; seule la silification contemporaine de l’immersion du relief est donc

observable dans ce cas.

b — Les différents contrôles des minéralisations barytiques

Contrôle lithostratigraphique

La barytine est exprimée à trois niveaux principaux de la colonne lithostratigraphique :

conglomérat, grès (terme 3) et marnes noires, à plaquettes gréso-carbonatées (terme 4) ;

en réalité leur présence semble liée essentiellement à un contrôle paléogéographique.

Contrôle r alé o o é o g r a p fi i q u ë : relation avec la surface de transgression

Les indices et concentrations barytiques occupent une position particulière, définie

par la paléomorphologie d’une part et par la nature de la roche-support, d’autre part, ce

qui oblige à envisager une zonalité particulière dans chaque cas.

La liaison avec la surface de transgression est illustrée par la position des amas au som¬

met des paléocuestas dolnmitupies immédiatement à la base des séries argileuses noires

(partie moyenne du Trias) directement transgressives sur le socle.

Les grès à ciment barytique sont situés surfes lianes des paléoreliefs, en aval des zones

silîcifiées, mais ils sont relayés dans le domaine moyennement subsident par les grès à ciment

carbonate ; ils se situent, donc à la limite de définition des deux domaines de sédimentation

(fig. 27 et 28).

Les teneurs en baryum de la formation argilo-marneuse 4 marquent un enrichissement

très net dans le sens domaine moyennement subsident-domaine de haut-fond ; l'apparition

de barytine on rognons près du sommet du paléorelief est le résultat ultime de cet enrichisse¬

ment ; les plaquettes gréso-carbonatées ne sont minéralisées qu’au voisinage de la partie

apicale des paléocuestas.

Les amas barytiques couronnent les parties apicales des paléoreliefs dolomitiques ;

leur apparition est, subordonnée à l’arrêt du processus de silicification, cc qui explique

en partie aussi leur localisation au-delà de la limite d’extension des grès et, des plaquettes

gréso-carbonatées ; seule la silicification partielle et peu étendue A r ers l’amont, contemporaine

de l’immersion, a fossilisé les cavités karstiques qui ont ensuite piégé les dépôts barytiques.

Contrôle structural

Seuls les remplissages de fractures obéissent à un contrôle structural bien apparent.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE l’ORB

L’âge de la fracture-support du filon de St-Barthélémy et celui de son remplissage

barytique sont difficiles à préciser. Le filon ne traverse pas les argiles versicolores au-delà

desquelles n’apparaît qu’une (lexure et les deux ensembles de stries (verticales et peu incli¬

nées) témoignent de plusieurs rejeux tardifs (pyrénéens ?) de la caisse lilonienne.

Les observations de terrain ont montré que les remplissages de fractures du conglomé¬

rat, des grès et des niveaux gréso-carbonatés ne dépassent jamais les limites d’extension

des horizons minéralisés : une migration à partir de ces niveaux parait la plus vraisemblable.

c — La zonalitè paléo géographique

La zonalitè des ciments dans les grès (lig. 27 et 28) : La zonalitè observée s’intégre par¬

faitement dans le cadre de la zonalitè des ciments définie par A. Bernard et J.-C. Samama

(1968) dans la région de Largentiére (Ardèche) ; la chaîne est toutefois incomplète, les

ciments sulfurés ou anhydritiques n’étant pas connus dans le secteur.

Le domaine de la cimentation barytique se localise donc entre le domaine de la cimen¬

tation siliceuse (vers l’amont) et celui de la cimentation carbonatée (vers l’aval).

Fig. 27. — Répartition des ciments des grès en fonction de la paléogéographie

d’après l’exemple des paléoreliefs de Rocas-col de Bouysse.

Le lieu de rencontre des eaux connées d’imbibition, barytiques et déjà en grande par¬

tie débarrassées de la silice, avec des eaux phréatiques sulfatées au sein des accumulations

détritiques perméables est le siège d’une cimentation barytique.

Vers l’amont (domaine de haut-fond), la formation perméable verra l’installation

d’une nappe phréatique à caractère essentiellement continental ; cette zone sera caracté¬

risée par le dépôt de la silice.

JEAN-MARIE HOUCHY

Les II actuations des divers types de nappes, dues à l’irrégularité des apports ou aux

variations climatiques (périodes d’assèchement, etc.) sont, responsables des interférences

entre les zones.

A la faveur des irrégularités paiéogéograplaques, introduites par la morphologie de

détail de la bordure continentale, une pénétration du domaine moyennement subsident

au-delà des limites d’extension actuelles du domaine haut-fond masque localement cette

répartition des ciments mais ne modifie en rien le schéma (fig. 27).

Fig. 28. — Schéma résumant les divers types de zonalité silice-barytine en fonction de la paléogéographie.

La zonalité des concentrations : amas barytiques et amas quartzeux : La zonalité paléo-

géographique apparente, amas barytiques à la partie apicale des paléoreliefs, amas quartzeux

en aval, serait en contradiction avec le modèle précédent ; en réalité, cette zonalité est le

résultat d’utie différenciation lithologique : la silice est liée au cycle sédimentaire des grès ;

le baryum est lié au cycle des argiles et des marnes noires.

L installation de cette sédimentation argileuse s'est accompagnée de conditions phy¬

sico-chimiques du milieu différentes de celles qui ont présidé au dépôt des grès.

La rémission des apports détritiques a marqué le recul des influences continentales,

l’arrêt, du phénomène de dilution du milieu et l'invasion probable de la bordure continen¬

tale par le milieu sulfaté lui-même. L’abondance des inclusions anhydrîtîques des quartz

hipyramidcs dans Je remplissage karstique suffit à nous en persuader.

Les cavités karstiques ainsi immergées ont vraisemblablement représenté des zones

de confinement, enrichies en ions So 4 , expliquant ainsi la précipitation sélective du sulfate

de baryum dans les réceptacles karstiques.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

II. INTERPRÉTATION PROPOSÉE

A. -— Hypothèses antérieures

Le cadre régional des silicifications et les interprétations antérieures : Sur la bordure

du Mon an, les silici fications abondantes ullectent le niveau de base île. la série sédunen-

taire directement, transgressive sur le socle, du Trias au Sinémurien (Soûlé de Lafo.nt,

1967 ; J. Leghu et G. Scolari, 1965 ; J. F. Lorenz, 1971). Des phénomènes comparables

sont également observables sur Ja bordure triasique du massif armoricain (J. P. Gautsch

et M. Ri oui. t , 1967), sur les bordures sud-est et sud du Massif Central : Charmes sur Rhône

(.1. C. Sa ma ma, 1970), fossé de Bédarieux (E. Servit, 1963), bordure des Cévcnnes

(J. G. Miuhald, 1970) et dans le Lodévois et l'Albigeois (B. Gèze, 1949).

Les accumulations barytiques dans les réseaux karstiques développés dans les massifs

carbonates cambriens sont souvent décrites dans la littérature ; elles se produisent toujours

près d’une paléosurface, généralement triasique ; sur la bordure méridionale des Cévcnnes

(J. G. Mi eu ald, 19/0), au Maroc (P. Huveun, 1966) et en Sardaigne ( I amuurrini, 1966).

Bien des auteurs ont fait appel à I hypothèse, hydrnthermalc pour expliquer la genèse

de ces minéralisations (S. Cailler b et F. K haut, 1964 ; Dangeard et al,, 1952). B. Gèze

propose l’hypothèse d'une origine climatique des silicifications du Lodévois tandis que

de nombreux auteurs considèrent aujourd'hui que les silicifications sont, des phénomènes

sédimentaires plus ou moins contrôlés par la paléogéograpliic.

A 1 échelle locale, l hypothèse hydrothermale a été constamment évoquée pour rendre

compte des silicifications, des minéralisations barytiques, mais également des minéralisa¬

tions sulfurées liées au substratum ; ees trois types de minéralisations étaient généralement

associés dans Un même processus de mise en place, imputable à des venues hydrothermales

en liaison soit avec la mise en place du granité hercynien du Faoulat, soit avec les mani¬

festations volcaniques tertiaires.

B. — Le schéma génétique proposé

1. La source des éléments

La longue période d’altération antétriasique, matérialisée par l'absence de dépôts

carbonifères et permiens, en climat chaud et humide à saisons alternées, a permis une

hydrolyse progressive des minéraux silieatés et. la libération de la silice.

Le dosage du baryum (par fluorescence X) en traces dans les principaux types de for¬

mations du socle antétriasique a révélé d’importantes teneurs dans les roches granitiques.

Ces résultats concordent parfaitement avec les données géochimiques concernant cet élé¬

ment ; il est contenu en substitution du potassium dans les feldspatbs potassiques, dans

les biotitos des roches acides et non dans les plagioclases.

214, 6

JEAN-MARIE ROUCHY

Les teneurs des roches dolomitiques sont négligeables et inférieures aux limites de

sensibilité.

Quel que soit le processus de libération envisagé, il semble que le stock-métal contenu

dans les matériaux granitiques (granité du Mendie, du Faoulat, satellites filoniens) soit

sullisamment important pour rendre compte des concentrations contenues dans la couver¬

ture transgressive.

Le cuivre (et éventuellement l’uranium), élément très mobile, est exporté très rapi¬

dement à partir des profils d’altération ; il n’est donc pas étonnant de rencontrer des indices

cuprifères à la base même de la série triasique ou dans les premiers niveaux transgressifs.

2. Transport et fixation

Le transport en solution vraie du baryum est probable après lessivage earbonaté des

traces contenues dans le socle (A. Bernard et J.-C. Samama, 1968). Cependant utie grande

partie du baryum est certainement adsorbée sur des minéraux phylliteux du groupe des

illites et des montmorillonites avec lesquels il se dépose. L’association du baryum avec le

cycle des formations a r fri I o - mai' ne us es noires, à l’échelle du secteur, trouve ici une justi¬

fication. En outre, les dragages océaniques ont fréquemment ramené des nodules de barytine

provenant de sédiments actuels.

L’enrichissement des sédiments près des hauts-fonds ou des lignes de rivage, très net

an col de Bouysse, a été observé par I). M. fhnsT (1962) dans les sédiments actuels du

gclfe de Paria (Venezuela) où le baryum est associé aux minéraux phylliteux.

T. J. Cnow et K. D, Goldberiî (1960) observent une relation entre le baryum et le

cycle biochimique de la matière organique détritique dans les sédiments océaniques ; les

organismes morts ou les plantes pourraient constituer d’importants pourvoyeurs de baryum.

Une fixation de cet élément peut être réalisée par des organismes marins : les tests de cer¬

tains protozoaires benthiques de l’ordre des Xenophyophoridés Contiennent des granules

de barytine (Vinookadov, 1953, in T. M. Ciiurck, 1970). Un tel processus de fixation

s’accorde difficilement avec les conditions locales très littorales, toutefois l’association des

fortes teneurs en baryum avec less édîments noirs (ht domaine de haut-fond mérite d’être

notée.

La localisation sélective des concentrations dans les cavités karstiques situées à la

partie apicale des paléocuestas résulte de la convergence de plusieurs facteurs :

— présence, d’un réseau karstique dont les cavités représentent, lors de l’immersion,

des zones de confinement vraisemblablement enrichies en sulfates ;

— individualisation proche d’une sédimentation argileuse, plus riche en matière orga¬

nique, favorable aux apports de baryum ;

—- présence locale du haut-fond et proximité du rivage supposé.

Les teneurs très faibles des formations dolomitiques en baryum montrent bien que

les concentrations ne peuvent provenir de l’altération des roches supports ; les cavités

de dissolution ont seulement joué le rôle de réceptacle à l’égard de la barytine.

Dans le cas particulier de la cimentation des grès, les apports continentaux entraînent

le recul vers l’aval de la nappe sulfatée et l’individualisation d’une frange littorale propre

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

au dépôt de la silice. Les apports de baryum sont en outre réduits dans le cadre de cette

sédimentation détritique grossière.

L’évolution physiographique locale, conçue comme l’association des caractères paléo-

géographiques et climatologiques de l’époque, considérée, a donc régi le dépôt des miné¬

ralisations luuyliqnes et des accumulations siliceuses et cela eu fixant :

—- une patéomorphologio : zone de haut-fond et dépressions ;

— les caractères d'une altération : hydrolyse progressive des silicates provoquant

la libération de la silice et. du baryum ; dissolution des carbonates amenant la formation

d’un réseau karstique, réceptacle de la minéralisation ;

— la nature des sédiments, véhicules des éléments libérés.

3. Évolution des concentrations

a — Concentrations de silice

Les observations géologiques ont clairement démontré le caractère précoce de la plu¬

part des accidents et formations siliceuses : bréchification des parties siliciliées, remanie¬

ments intraformationnels de passées cherteuses, conservation des faeules anhvdritiques.

Les milieux sulfatés semblent favorables à la cristallisation de quart/, pyramides.

En fait, le remplacement des carbonates finement cristallins par le quartz micro-

à cryptocrislallin et le développement des quartz bipyramidés représentent les tout pre¬

miers stades de l'évolution du sédiment.

La perméabilité primaire des accumulation* gréseuses sur les paléoreliefs et l’évolution

structurale du domaine sédirnentairc permettent la permanence du dispositif-piège de la

silice.

La précipitation de la silice se poursuit à partir d’une nappe phréatique dont les lluc-

tuations affectent une grande surface. Cet apport constant de silice se superpose à l’évolu¬

tion diagénétique et épigénétique du sédiment originel, masquant ainsi l’importance rela¬

tive de chacun des phénomènes.

L’évolution diagénétique peut être précisée lit où l’intensité du phénomène de silicifi¬

cation est réduite. Dans les niveaux carbonates, l’évolulion diagénétique se manifeste

par la corrosion des différents types de quartz : de néofnrmation ou détritiques ; l’intensité

de la corrosion semble d’ailleurs proportionnelle à celle de la recristallisation des carbonates.

Selon P. Üemangeox (1966), la silice ainsi libérée participe à la formation de spbé-

roUthes caloédon Leux développés tardivement ; les observations microscopiques ont en

réalité montré le développement tardif d'agrégats granoblastiques et d’un liséré de silice

fibreuse autour de certains quartz originels ; la reeristallisation normale du quartz micro-

à cryptocrislallin disséminé entre les plages carbonatées s'ajoute vraisemblablement aux

recristallisations de silice dissoute.

A l’échelle du secteur, les accumulations gréseuses situées à l’aplomb des paléoreliefs

ont subi une évolution différente : les apports siliceux ont, eu lieu constamment pendant

l’évolution du sédiment, masquant ainsi les témoins de l’évolution normale du sédiment.

Les accumulations siliceuses importantes sont le résultat de circulations siliceuses

au sein du sédiment, circulations permises pendant une longue période grâce à la porosité

JEAN-MARIE ROUCHY

primaire du sédiment originel et à une perméabilité acquise due à un phénomène de frac¬

turation ; le rôle de l’évolution structurale intratriasique est donc primordial ; elle a en outre

facilité les circulations per descensum dans les dolomies cambriennes sous-jacentes frac¬

turées.

b — Concentrations de barytine

Le dépôt de la barytine est un phénomène précoce ; l'existence de grains détritiques

et l’aspect relique des lamelles dans les grès suffisent à le démontrer. Le développement

de quartz bipvramidés, puis le remplacement par le quartz microcristallin interviennent

ultérieurement.

L’évolution tardive des concentrations barytiques se manifeste par une migration

dans les plans de fracture ouverts lors des différents épisodes de déformations qui se sont

succédés depuis le Trias jusqu’au tertiaire.

L’hypothèse d’une migration de la barytine. à partir des horizons argileux 4, pourrait

expliquer la présence aux Clauzels et près du col de Bouysse d’un réseau de hlonnets sécants

sur les grès partiellement silicifiés et à ciment barytique (interprétation proposée aux

Malines par J.-C. Macquah, 1968).

4. Cas particulier du filon de St-Barthélémy

11 est difficile d’appliquer l’ensemble des données précédemment dégagées au filon

de St-Barthélémy.

La similitude de la paragenèse, la présence de quartz bipyramidés au sein des lamelles

et d’inclusions solides d’hématite comme dans les amas du eoJ de Bouysse, les données

de température de formation comparables suggèrent certes un lien de parenté génétique

avec les concentrations précédentes, mais l’analogie s’arrête là.

Dans les Cévennes, J.-C. Macquah (1973) note que certains filons simples à barytine

ont pu se former au cours d’un épisode de relâchement entre deux temps de serrage N-S

(âge éocène) ou au cours d’une distension N-S (post-jurassique supérieur).

5. Le problème des minéralisations quartzo-cuprifères du substratum paléozoïque

La similitude des paragenèses (quartz à cuivres gris et bournonite, localement bary¬

tine), de certaines directions structurales (E-W ; N 160° E) et l’âge sans doute hnihercynien

plaident en faveur d’une origine commune des minéralisations quartzo-cuprifères du socle

et des silicifications iriasiques ; néanmoins l’absence de témoins triasiques dans cette zone

occidentale, éloignée des affleurements triasiques, rend difficile une telle interprétation.

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉTALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

CONCLUSIONS GÉNÉRALES

Les résultats acquis au cours de la réalisation de cette étude concernent deux domaines :

le substratum paléozoïque et ses minéralisations, et la couverture triasique avec ses con¬

centrations siliceuses et barytiques. L’étude lithologique et stratigraphique, paléogéogra¬

phique et structurale de la couverture a permis d’esquisser un schéma cohérent des étapes

de la mise en place des concentrations siliceuses et des minéralisations barytiques.

Le substiiatum paléozoïque

L’analyse lilhoslruligruphique des séries paléozoïques et plus particulièrement des

séries carbonatces, destinée à une connaissance plus précise de l'enveloppe des minéralisa¬

tions d’une part et de la morphologie de la surface de transgression triasique d’autre part,

a permis de mettre en évidence un parallélisme avec les séries homologues du versant méri¬

dional. Les corrélations latérales ont ainsi permis d’individualiser au niveau du Cambrien

inférieur, moyen et du Trémadoc, certains ensembles lithologiques définis par F. Boyer

dans la partie sud, et cela malgré l’intensité de la dolomitisation qui alîecte les unités car-

bonatées.

La base de l’Ordovicien étant représentée par un niveau de pélites violettes situé très

bas dans la série, le Cambrien supérieur manifeste donc une puissance réduite, constatation

importante si l’on considère que l'existence d’une lacune partielle ou totale de cet étage

a été proposée dans la partie, méridionale.

Les concentrations métallifères liées au surstratum paléozoïque

Malgré les difficultés d’observations, deux types de minéralisations caractérisés par

une association minérale particulière s’individualisent en deux épisodes successifs (au

minimum).

1. Une minéralisation sulfurée complexe

(Pyrite, marcasite, mispickel, blende, galène)

Deux groupes peuvent être distingués :

Groupe Rahasse-Foncerène-Mathel (respectivement encaissés dans les dolomies cam¬

briennes, les pélites avec ou sans amandes calcaires du Cambrien moyen) : La minérali¬

sation est antérieure aux phases de déformations principales de l’orogenèse hercynienne.

Ces minéralisations seraient, reprises, modelées, dans certains cas reconcentrées lors

de l’orogenèse hercynienne, avant la mise en place des granités et, des microgranites.

Groupe Bournac-Fontaine des Allemands-Bai'in des Usclades (pélites et grès infra-

cambriens et granité) ; L’ordre d’apparition des minéraux est comparable à celui du groupe

JEAN-MARIE ROUCHY

précédent ; cependant les relations avec les structures ne peuvent être précisées. Certaines

observations attestent l’existence de préconcentrations sulfurées et arséniées (pyrite et

mispiekel) dans les formations détritiques infracarhonatées cambriennes.

La présence de stibine et d’une minéralisation cuprifère est à rapporter à une phase

de minéralisation plus tardive.

2. Une minéralisation essentiellement cuprifère

(Bournonite, cuivre, grès, ehalcopyrite et pyrite contenant accessoirement de la stibine)

Elle est associée aux filons de quartz ou aux minerais sulfurés précédents. La pré¬

sence locale de stibine (Bournac, Le Coural), l’association C u -Pb dans les filons à galène-

bournonite (Argenneuves, la Rode Haute) pourraient résulter d'une différenciation géo¬

chimique de certains éléments localement en excès (Pb, Sb, C„) dans le cadre plus général

de la mise en place des filons de quartz à sulfoaritimoniures de cuivre et de plomb.

Cette minéralisation est en grande partie postérieure à la mise en place des granités

et des microgranites ; elle serait contemporaine d'une phase de distension tardi- ou fini-

hercynienne.

La couverture triasique

1. Sur le plan lithologique et stratigraphique

L’ensemble des caractères lithologiques a permis de subdiviser la série en trois par¬

ties.

La partie inférieure comprend un conglomérat de base (anciennes éluvions antétriasi-

ques peu remaniés), un terme argileux à argilo-gréseux (individualisation locale de gypse

au sommet) d’âge sans doute Muschelkalk inférieur à moyen et un terme gréseux passant

verticalement à un poudingue quarlzeux d’âge Muschelkalk supérieur. Cet ensemble se

caractérise par les teintes rutilantes, l’abondance des matériaux détritiques grossiers et

la nature de la phase, argileuse : illite ou minéral micacé.

La partie moyenne (Keuper inférieur, moyen et supérieur p.p.) marque la fin de la

sédimentation détritique grossière, l’individualisation des carbonates en bancs, l’appari¬

tion des teintes plus sombres et l'évolution de la phase argileuse avec la présence constante

de kaolinite ; les changements des conditions physico-chimiques du milieu de dépôt, attestés

en outre par l'abondance des pseudoinorphoses de cristaux de sel et des facules d anhydrite

dans les néoformations quartzeuses, traduisent une évolution du domaine continental :

les altérations sont certainement plus intenses sur des reliefs en voie d’aplanissement ou

partiellement ennoyés, peut-être favorisées par l’installation d’un couvert végétal.

La partie supérieure (Keuper supérieur et Rhétîen) est caractérisée par une évolution

vers la réduction des apports continentaux (la morphologie antêtriasique étant en grande

partie ennoyée) et par l’installation d’un domaine plus confiné (dolomie de « précipitation

ÉTUDE GÉOLOGIQUE ET MÉïALLOGÉNIQUE DE LA HAUTE VALLÉE DE L’ORB

directe » ; niveaux de gypse) ; de légères pulsations êpirogéniques et une destruction par¬

tielle de l’équilibre biostasique ou de simples divagations saisonnières pourraient rendre

compte de la réapparition, au Rhêtieu, des détritiques grossiers.

2. Sur le plan paléogéographique

A l’échelle locale, on note donc le rôle fondamental d’une morphologie de détail de la

bordure continentale (palcocuestas importantes), dont la prolongation vers le centre du

bassin parait douteuse; l'inlluence de cette morphologie se traduit par l’individualisation

locale de deux domaines dit sédimentation :

—- Le domaine moyennement subside ni, caractérisé par une succession relativement

complète des termes inférieurs, généralement épais ; à plusieurs niveaux, les reliefs isolent

à l’avant de la transgression des lagunes paraliques qui permettent localement une sédi¬

mentation carhonatée (dolomies cristallines de hase).

— Le domaine de haut-fond, marqué par l’absence des termes de la partie inférieure

du Trias, à l’exclusion de la partie sonunitalo du terme gréseux 3, et par un important

passage latéral de faciès au niveau de la partie moyenne du Trias ; cette variation se traduit

par l’individualisation de marnes noires, admettant à leur base des passées carbonatées

oolithiques, par le développement de la composante carhonatée et l’enrichissement spec¬

taculaire en concrétions siliceuses ainsi que par l’existence de nombreux remaniements

intraformat ionnels.

L'abondance des caractères continentaux rie doit pas faire oublier l’existence d’indices

d’une position en aval (épaisseur somme toute importante de la série ; homogénéité litho¬

logique relative : présence des pseudomorphoses de sel ; reliquats anhydritiques dans le

quartz) ; ces indices sont, dans l’ensemble, masqués par les dilutions intenses qui accom¬

pagnent les apports continentaux.

A l'échelle régionale, le secteur considéré semble avoir joué le rôle d’un vaste haut-

fond entre le bassin permien de Lodève et de St-Afïrique, haut-fond dont l’existence est

sensible au Buntsandstein supérieur.

3. Sur le plan structural

La succession des évènements s’établit comme suit :

période anlêtriasique : fractures SW-NE qui induisent l’élaboration de la morphologie anté-

triasique :

au Trias (partie moyenne et peut-être inférieure) :

— rejeu probable des failles SW-NE,

— surrection des paléoreliefs pendant la sédimentation (dômes et brachyanti clin aux) et

rejeu d’une structure linéaire (bordure continentale ou faille bordière) : anticlinaux NNW-SSE ;

au Tertiaire :

— rejeu en décrochement de la plupart des accidents,

surrection et extrusion des parties dures du substratum (paléoreliefs en dômes et anticli¬

naux allongés) provoquent :

JEAN-MARIE ROUCHY

• des plis renversés avec schistosité de plan axial (marnes noires),

• des glissements banc par banc, fracturation des bancs et des flancs de structures.

D’une part la permanence des directions structurales hercyniennes dans la couverture,

d autre part la superposition et la similitude des déformations intratriasiques puis tertiai¬

res et des structures paléomorphologiques antétriasiquès ainsi que leur similitude illustrent

clairement la notion d’héritage structural et la pérennité du rôle de la morphologie anté-

triasique.

Silicifications et minéralisations babytiques

Le résultat fondamental est la démonstration d’une origine sédimentaire des deux

phénomènes contrôlés par la transgression, la paléogéographie (haut-fond, réseau karstique)

et favorisés par les déformations précoces.

Lin processus évolutif de silicification est en tous points contemporain de l'immersion

par les eaux transgressives, mais précède l’ennoyage sédimentaire du lieu considéré. Lorsque

les conditions paléogéographiques (position de haut-fond ; dépôt des grès ou des plaquettes

carbonatées surincombantes) et structurales sont réunies, la silicification atteint une inten¬

sité maximum ; le phénomène est alors entretenu par les caractères physiques du système

(porosité primaire des grès, perméabilité secondaire due à la fracturation) qui permettent

le battement d’une nappe phréatique riche en silice et les circulations per descensum.

Les similitudes de certains caractères des liions de quartz à cuivre (finihcrcyniens)

et de ceux des zones silicifiécs (directions structurales, nature du remplissage, parageuèse

minérale, silicification) plaident en laveur d’une parenté génétique ; l’hypothèse d’un rem¬

plissage 4 partir de la surface de transgression triasique ne peut être exclue.

Les cavités karstiques servent de réceptacle aux dépôts harytiques, constamment

remaniés lors de la progression de la transgression.

Une évolution complexe diagénétique, puis épigénétique (migration dans les fractures

tardives) est responsable de l’allure actuelle de ces formations.

Derrière une distribution complexe de la silice et de la harytine (ciment de certains

niveaux, concentrations importantes), on retrouve assez clairement deux types de zonalités.

La zonalité des ciments des grès, définie par A. Bernard et J.-C. Sajiama (1968) peut

s’établir localement de la manière suivante : ciment siliceux dans le domaine de haut-fond,

ciment barytique dans un domaine intermédiaire, ciment carbonate dans le domaine moyen¬

nement subsident.

La zonalité paléogéographique des dépôts importants résulte de la superposition d’un

contrôle purement lithostratigraphique à un contrôle paléomorphologique et paléogéogra¬

phique :

— la silice est liée au cycle des grès et s’accumule dans le cadre d’une sédimentation

à caractère continental dominant (partie inférieure du Trias),

— la harytine est liée au cycle des argiles et marnes noires et se dépose pendant une

période marquée par la rémission des apports détritiques et. les indices d’un milieu plus con¬

finé.

En réalité, la différence entre ces deux types de zonalités résulte, d’une différence île

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position du domaine sulfaté ; déplacé vers l’aval, pendant le dépôt des grès (introduction

d’une frange littorale propre à l’accumulation siliceuse), il envahit la bordure continentale

lors du dépôt des marnes noires (par ailleurs riches en baryum), facilitant la précipitation

du sulfate de baryum.

Le TRIPLE HÉRITAGE

1. Héritage physiographique

Le dépôt de la silice et de la baryline est contrôlé par la paléomorphologie, stade ultime

d’une évolution continentale ; l’utilisation des caractéristiques, tant lithologiques que struc¬

turales, du bâti hercynien a permis l’édification d’une morphologie complexe (paléocuestas)

et d’un réseau karstique qui a fonctionné comme piège de la barytine.

2. Héritage structural

Le rejeu des accidents tardihercyniens contrôle et induit la paléogéographie ; les défor¬

mations intratriasiques, puis tertiaires, se modèlent le plus souvent sur la morphologie

de la surface antétriasique.

3. Héritage géochimique

Les teneurs des roches granitiques en éléments en traces (abondance du baryum,

teneurs négligeables en Pb, Z„) concordent avec la nature des minéralisations de la couver¬

ture transgressive ; le. rôle mineur des concentrations localisées dans le substratum, relati¬

vement au stock-métal en traces, est encore, illustré par cet exemple régional.

JEAN-MARIE ROÜCHY

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Achevé d’imprimer le 30 septembre 1974.

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