I. — Introduction

Au cours de la période 1970-1985, le Massif de la Maladeta fut l'objet d'une étude géologique et pétrographique exhaustive (Charlet, 1968, 1977, 1979, 1983, 2002 ; Bourke, 1979) fixant un cadre général à des études ultérieures plus spécifiques, en vue de retracer l'évolution géodynamique de ce complexe granitoïde et de le replacer dans l'histoire géologique de la chaîne pyrénéenne (Lamouroux, 1986, 1991 ; Evans et al., 1998 ; Leblanc et al., 1994). On peut encore citer, à partir de 1992, les études de l'Université de Saragosse (Arranz et al., 1992, 1995). Constituant le massif le plus élevé et le plus étendu (400 km²) de la Haute Chaîne, il se prête particulièrement bien aux observations sur le terrain grâce à une géomorphologie héritée de la dernière glaciation.

Une étude générale du complexe granitoïde de la Maladeta au sens large était présentée en 1979 par Charlet. Elle mettait en évidence une disposition complexe constituée de plusieurs unités pétrographiques (Fig. 1) séparées par de grandes zones mylonitiques. Les études ultérieures ont confirmé l'existence de plusieurs unités distinctes, une unité occidentale (unité du Nethou) à disposition concentrique des types pétrographiques, et des unités orientales beaucoup plus complexes dans la répartition des types pétrographiques avec suivant les auteurs des nuances dans la définition des sous-unités ou blocs (Lamouroux, 1986, 1991 ; Leblanc et al., 1994). Nous distinguerons dans la suite trois unités (Fig. 1) : les unités du Nethou (N), de Bohi (B) et de Capdella (C) qui correspondent aux unités Aneto, Colomers et Saburo de Lamouroux (1986, 1991), unités séparées par deux grandes zones mylonitisées : la zone de la Noguera Ribagorzana de direction générale N-S (Fig. 1, NR) et la zone du Rio San Nicolau de direction NE-SW (Fig. 1, SN). Les relations entre la succession des phases de déformation qui ont affecté la chaîne et les étapes de mise en place des granitoïdes ont fait l'objet de nombreuses discussions (Rios, 1984 ; Evans et al., 1998 ; Laumonier et al., 1997 ; Garcia-Belles et al., 1998). Nous nous proposons d'apporter des éléments nouveaux dans cette discussion par une synthèse actualisée des faits d'observations accumulés sur plusieurs dizaines d'années et le travail d'El Haji (2005) sur le métamorphisme au contact du massif.

Figure 1

II. — Les phases successives de mise en place des granitoïdes

On peut reconnaître trois grandes séries pétrographiques avec au sein de chacune d'elles des modalités de variations dans le temps et l'espace témoignant d'une histoire polyphasée en relation avec l'évolution structurale de la région :

Une série précoce M1 (Fig. 1 : 1) constituée de roches basiques à grain fin (gabbronorite, gabbro, diorite quartzite), bien représentée dans la partie orientale de l'Unité de Capdella sous forme du massif de Tahull, nettement intrusif dans le Cambro-Ordovicien, mais aussi présente en bordure de l'unité du Nethou ou dans les ampélites du Silurien (Si) de la Sierra Negra sous forme de petits corps intrusifs.

Une série M2 majoritairement représentée dans les unités orientales et constituée de granodiorites à biotite et amphibole (Fig. 1 : 2) passant à des monzogranites porphyroïdes à biotite au cœur de l'unité (Fig. 1 : 3). Dans l'unité du Nethou, cette série forme la partie externe du massif (Fig. 1 : 2), le cœur étant occupé par les granites de la série M3 (Fig. 1 : 4). En plusieurs endroits du massif on observe des masses de roches basiques à grain fin recoupées ou lardées par des filons de granodiorites et passant localement à des champs d'enclaves basiques, les enclaves devenant plus abondantes que la matrice granodioritique. Dans celles-ci, les relations mutuelles acide-basique témoignent d'une mise en place sub-contemporaine (enclaves hybridisées, parfois déformées plastiquement au sein de la granodiorite). On peut ainsi y voir une certaine continuité entre la mise en place de M1 et de M2. Enfin les granitoïdes montrent en bordure sud du massif, une orientation marquée par la disposition des mégacristaux de feldspath alcalin, des minéraux ferromagnésiens ou des enclaves basiques soulignant l'individualisation précoce des unités occidentale et orientale sous l'effet d'une déformation plastique. Cette disposition en unités distinctes bien marquée par la disposition des faciès orientés fut confirmée et précisée par les études menées à partir de la mesure des caractéristiques (intensité et anisotropie ) de la susceptibilité magnétique des roches (Leblanc et al., 1994).

Une série M3 plus tardive, alumineuse, manifestement étalée dans le temps et caractérisée d'une manière générale par la présence de muscovite, cordiérite et (ou) tourmaline et fréquemment par la présence d'enclaves de schistes cristallins à biotite, muscovite, grenat, cordiérite et sillimanite (Fig. 1 : 4-5).

La répartition de ces trois grands ensembles pétrographiques permet de caractériser les unités précédemment définies :

L'unité du Nethou (Fig. 1 : N) avec une disposition concentrique des ensembles M1-M2-M3 ;

L'unité de Bohi (Fig. 1 : B) avec dans un ensemble M2 une série intrusive M3 : granites des cirques encapuchonnés par M2 (Fig. 1 : 5) et aplitopegmatites en lames subhorizontales (Fig. 1 : 6). M1 n'y est représenté que sous forme de masses basiques hectométriques passant à des champs d'enclaves ;

L'unité de Capdella (Fig. 1 : C) marquée par la présence des gabbros M1 et l'absence des ensembles pétrographiques M3.

III. — Les champs filoniens, leurs enseignements

L'examen des champs filoniens intrusifs dans le massif précise les conditions de mise en place qui sont largement étalées dans le temps depuis au moins les phases principales de déformation varisque dont le rôle sera précisé par l'étude du métamorphisme au contact jusqu'aux phases distensives plus tardives.

L'Unité du Nethou est caractérisée par la fréquence, dans sa partie centrale, de filons de microgranites, parfois épais de quelques dizaines de mètres, de direction méridienne. Ils affleurent de la bordure septentrionale à la bordure méridionale en passant par les sommets du massif. C'est aussi la direction des filons mixtes diabase-aplite, épais d'une dizaine de mètres. La présence d'enclaves de schistes cristallins et de cordiérite dans les microgranites traduit leur filiation avec l'ensemble des granitoïdes M3. Une bordure aphanitique témoigne d'une mise en place tardive dans un granite refroidi. Le jeu successif des failles (comme celle de Llosas, Fig. 1 : F1) est notamment marqué par un décalage des filons qui va s'atténuant dans le temps : +/- 100 m pour le filon hétérogène diabase-aplite, +/- 10 m pour les microgranites plus tardifs.

Figure 2

L'Unité de Bohi est caractérisée par l'important complexe aplito-pegmatitique du Barrage de Cavallers (Fig. 1 : 6) parallèle à la « Shear Zone » du Rio San Nicolau (Fig. 1 : SN), cicatrice majeure dont la signification d'accident précoce a été précisée par Leblanc et al. (1994). Ces auteurs considèrent que le couloir du Rio San Nicolau a joué dès le stade magmatique avant la cristallisation complète du granite. Ainsi il pourrait être, pour nous, responsable d'une première phase aplitopegmatique (aplite à nodules de tourmaline, aplites à cordiérite ...) malgré une série de jeux plus tardifs. Un exemple de ses relations complexes est donné à la figure 2 (barrage de Cavallers). On note, dans un première temps, la mise en place d'un faciès basique-acide, enclaves basiques dans une matrice acide (A1) résultant de la montée simultanée des deux phases magmatiques. Elle est en contact net avec une aplite à taches de tourmaline (Fig. 2 : A2). L'ensemble est décalé par une faille (rejet un mètre). Dans un deuxième temps une aplite A3 à taches de tourmaline s'est mise en place dans cette zone en extension. Le contact A1-A3 est souligné par un « stockscheider » de 5-6 cm d'épaisseur à grandes lamelles de muscovite et tourmaline. Comme dans l'Unité du Nethou, certains faciès témoignent d'une mise en place dans un granite refroidi : « stockscheider » au contact des granites à cordiérite de la partie centrale de l'Unité, enclaves de granodiorite dans les granites à cordiérite, filons de granite à cordiérite dans les tonalites, structure microgranitique rappelant les microgranites de l'Unité du Nethou (Charlet & Dupuis, 1982).

En conclusion, à propos des champs filoniens, les granitoïdes de la Maladeta et les satellites filoniens montrent clairement l'existence d'une mise en place qui s'est étalée dans le temps. Mis en évidence dès 1979 par Charlet, le caractère polydiapirique du massif granitoïde de la Maladeta fut confirmé et précisé par Leblanc et al. (1994). La différence du contenu minéralogique des séries pétrographiques M1/M2 et M3 fut précisée sur le plan chimique dans la synthèse géologique et géophysique des Pyrénées (Charlet, 1996). La série M2 est métalumineuse à peralumineuse pour le cœur de l'unité de Bohi, essentiellement peralumoneuse pour la série M3. En outre pour Charlet (1979) la présence de septas de schistes métamorphiques essentiellement localisés dans la série M3 jointe à ses caractéristiques chimico-minéralogiques suggère la contribution d'au moins deux magmas différents, l'un d'origine mantellique (séries M1 et M2), l'autre d'origine plus crustale (série M3). Ce point de vue fut corroboré par Michard-Vitrac et al. (1980) sur base de l'étude des isotopes de l'oxygène et rejoint les études effectuées par d'autres auteurs sur les relations granites-enclaves (Bussy, 1990).

IV. — Le polymétamorphisme au contact des granitoïdes de la maladeta

En 2005, El Haji défendait sa thèse sur les relations entre les paragénèses de métamorphisme au contact du massif et les déformations en tant qu'éléments de compréhension de la mise en place polydiapirique des granitoïdes de la Maladeta. Nous porterons notre attention sur les séries pélitiques du Dévonien et ampélitiques du Silurien. En effet les séries carbonatées du Dévonien sont affectées par des phénomènes de skarnification qui masquent les relations entre paragénèses de métamorphisme et déformation en bordure du massif. En outre en sélectionnant les séries dévonienne et silurienne on peut comparer le métamorphisme au contact des unités du Nethou et de Bohi, les séries du Cambro-Ordovicien étant essentiellement localisées en bordure de l'unité orientale de Capdella.

Figure 3

Le Silurien est classiquement représenté dans toute les Pyrénées par un faciès « Black Shale » qui se distingue des pélites du Dévonien par une plus grande richesse en Al et des teneurs plus faibles en Fe –Mg, ce qui dans un diagramme A-C-F les place, en mésonorme, vers le pôle andalousite –sillimanite (Charlet, 1977). Les paragénèses des séquences pélitiques du Dévonien sont plus diversifiées (biotite-muscovite-andalousite-cordiérite) mais ce qui les caractérise d'avantage est l'apparition d'un grenat de type almandin au contact des roches basiques de bordure de l'unité du Nethou.

1) L'hydrothermalisme en bordure du massif

Son importance apparaîtra dans une série de séquences de rétromorphisme qui affectent les paragénèses à grenat almandin du Dévonien ou à andalousite-sillimanite du Silurien. L'intervention des fluides issus du magma granitique fut mise en évidence grâce aux isotopes C-O des séquences carbonatées du Dévonien (Delgado et al., 1996). Pour nous elle se marque par la généralisation, sur toute la bordure du massif, d'une minéralisation à tourmaline-muscovite dans les cornéennes du Dévonien (Charlet, 1997 ; El Haji, 2005) mais aussi d'une minéralisation à Au-As (Delgado et al., 1996) ou uranifère (Charlet, 1992).

2) La paragénèse à grenat almandin

Elle apparaît exclusivement en bordure de l'unité du Nethou dans des cornéennes du Dévonien au contact des roches basiques de type M1. Trois secteurs d'affleurements ont été signalés par Charlet (1977) et El Haji (2005) : à l'extrémité occidentale du massif (route Benasque-Plan de l'Hospital, Fig. 1 : 7a), au sud dans la haute vallée de Vallibierne (Fig. 1 : 7b), au nord dans la zone de Mulleres (Fig. 1 : 7c). Si elle fut mise en évidence dès 1977 par l'un de nous et signalée également par Debon (1975) dans le massif de Cauterets, leur présence ne fut pas reprise dans les études ultérieures d'Evans (1993) et Evans et al. (1998). Cependant elle permet d'argumenter sur l'existence d'un dôme thermique précurseur de la mise en place des granitoïdes sens large, le grenat almandin étant remanié en xénocristaux dans les roches basiques.

Macroscopiquement, les grenats, en plages de 0,3 à 1 cm de diamètre maximum sont souvent entourés d'une auréole blanchâtre, quartzeuse (Fig. 3 : 1). En lames minces les almandins présentent des aspects qui vont des cristaux automorphes entourés d'une couronne de quartz (Fig. 3 : 2) à une rétromorphose complète conduisant au remplacement par un amas quartz-biotite respectant toutefois le contour initial du minéral (Fig. 3 : 4). L'évolution complexe du grenat est encore marquée, au cours de sa formation, par une zonation optique soulignée par une couronne interne de quartz et biotite (Fig. 3 : 3). Enfin la disposition des inclusions de biotite permet de discuter des relations entre le développement des grenats et la déformation. On peut reconnaître la présence de structure sigmoïde à la fig. 4 : 1 alors que le développement du grenat apparaît antérieure à la schistosité principale S2 à la fig. 4 : 2). L'étude à la microsonde a d'abord permis de préciser le chimisme des grenats : suivant les échantillons, 70 à 77 % d'almandin -14 à 22 % de pyrope – 4 à 5% de spessartine et d'andradite + grossulaire, ce qui les placerait dans la zone à sillimanite de haute température-basse pression (Sturt, 1962).

Les profils au MEB montrent d'une manière générale un zonage complexe mais caractérisé par une augmentation de la teneur en Mn et une chute de la teneur en Mg du cœur vers les bordures des cristaux (Fig. 3 : 5). Cette allure a été discutée par El Haji (2005). Elle est interprétée par de nombreux auteurs comme une phase rétromorphique postérieure à la croissance prograde du grenat. En outre l'un des échantillons a montré le même type de zonage inverse au sein du cristal, permettant de distinguer deux zones dans sa croissance et que l'on pourrait interpréter comme liée à une phase intercalaire de rétromorphose dans l'évolution prograde du cristal (Fig. 3 : 6). L'étude des grenats de type almandin nous permet ainsi de caler les stades de métamorphisme par rapport à la mise en place des granitoïdes et des déformations. Le développement des grenats s'étale au cours des stades principaux des déformations varisque, et apparaît comme annonçant la mise en place des roches basiques. L'histoire du développement des grenats de type almandin est donc très complexe. Des phases rétrogrades s'intercalent parfois dans un métamorphisme prograde étalé dans le temps. Finalement un épisode hydrothermal conduit à la déstabilisation des grenats et se caractérise par la présence de feldspaths alcalins à macles quadrillées et de tourmaline soit dans les roches basiques, soit dans les amas quartzo-biotitiques provenant de la rétromorphose du grenat.

Figure 4

3) Les silicates d'alumine

Les silicates d'alumine sont fréquents dans les ampélites du Silurien de l'auréole au contact des granitoïdes. Leur étude a permis de mettre en évidence le polymétamorphisme au contact des granitoïdes de la Maladeta et leur relation avec la déformation et le polydiapirisme (El Haji, 2005).

Pour l'unité du Nethou : en relation avec les intrusions basiques de la Sierra Negra, El Haji (2005) a signalé la présence de sillimanite en fibres ne présentant aucune relation avec la foliation et que l'on peut considérer comme liée à la même étape que celle qui a conduit au développement des almandins dans les cornéennes du Dévonien. Cependant le minéral de métamorphisme largement dominant dans ces ampélites est l'andalousite dont la répartiton forme une auréole développée sur plus de 4 km. Les relations avec la déformation (El Haji, 2005) montrent ainsi que la formation des andalousites s'est largement étalée dans le temps, couvrant les différentes phases de déformation des mouvements varisques avec un développement important au cours de la phase responsable de la schistosité principale S2 que l'on peut considérer comme contemporaine de la mise en place des granitoïdes. Ces relations sont illustrées (Fig. 4 : 3-4) par une andalousite qui s'est développée postérieurement à S2 et une andalousite subcontemporaine à S2 et qui a tourné dans la schistosité de crénulation S3. Lorsque les ampélites du Silurien sont en contact avec les granitoïdes se développe un métamorphisme prograde à sillimanite. Elle remplace l'andalousite en bordure du pluton.

Dans l'unité de Bohi, les observations permettent de préciser d'avantage les conditions de métamorphisme, le Silurien étant fréquemment en contact avec les granitoïdes. On peut y noter, comme pour l'unité du Nethou, que la sillimanite développée en bordure du massif au cours de la phase principale de déformation a été précédée par une andalousite qu'elle pseudomorphose. Ainsi cette andalousite précoce aurait cristallisé lors de la montée du flux thermique précédant la mise en place du pluton. On retrouve donc des conclusions analogues à celles développées à partir de l'étude des grenats de type almandin. Enfin il apparaît parfois au contact immédiat du pluton une zone à muscovite-quartz qui pseudomorphose la sillimanite et témoigne d'un rétromorphisme lié à une phase hydrothermale. Les grandes lamelles de muscovite non orientées soulignent cette phase tardive, postcinématique, responsable du métamorphisme rétrograde. Cette phase se marquerait également par la présence, dans la région d'Espot, de minéralisations uranifères (Charlet, 1992) liées à la mobilisation du stock en uranium des faciès « Black Shale » du Silurien (Charlet, 1989).

V. — Conclusions générales

Les relations entre les types pétrographiques, les corps filoniens associés, le métamorphisme au contact et les phases de déformation permettent de retracer la succession des évènements :

Mise en place précoce de roches basiques précédée par un métamorphisme de haute température à almandin (zone de transition sillimanite-andalousite) dans les cornéennes du Dévonien ou à sillimanite-andalousite dans le Silurien. On peut considérer que la mise en place des roches basiques s'est prolongée dans le temps, passant à des relations basique-acide lors de la mise en place des granodiorites. On les assimilerait aux massifs basiques de Pouget et al. (1989) d'autant que le massif de Tahull a une individualisation très marquée au sud de l'unité de Capdella. En outre la comparaison pourrait être établie avec le granite du Mt Blanc dont la mise en place est, selon Bussy (1990), favorisée par l'intrusion d'un magma basique d'origine mantellique en contexte distensif. En effet les roches basiques du massif de la Maladeta, précoces et précédées par une anomalie thermique, pourraient être liées à une phase distensive pré-varisque (anté D1-S1) que nous pourrions mettre en relation avec un volcanisme du Viséen (Navidad & Carreras, 1995) et le magmatisme rhyodacitique du pic Cerler au sud de l'Unité du Nethou et attribué au Dévonien par Rios (2002) Elle serait ainsi responsable de la fusion partielle d'une croûte continentale metapélitique, modèle proposé par Michard-Vitrac et al. (1980) à la lumière de l'étude des isotopes de l'oxygène.

Mise en place d'un ensemble granodioritique-granite monzonitique en disposition zonaire concentrique dont la consolidation est synchrone des phases de raccourcissement des mouvements varisques. Elle se traduit dans l'encaissant par un métamorphisme prograde avec les andalousites dans la partie externe de l'auréole et la sillimanite en bordure du pluton et dont le développement couvre les phases de déformation responsables des schistosités S2-S3.

Mise en place d'une série magmatique plus tardive, hyperalumineuse où la source est à rechercher dans une composante crustale plus marquée, liée à la fusion partielle de l'ensemble silico-alumineux en relation avec l'intrusion des roches basiques. Elle débute par les granites du cœur de l'unité du Nethou en disposition zonaire concentrique avec la série précédente de type granodioritique et se poursuit par la mise en place de corps granitique ou aplito-pegmatite en relation avec les phases de déformation tardive (« shear zone » du Rio San Nicolau) ou distensive (granites des cirques de l'unité de Bohi, microgranite de l'unité du Nethou).

Par ailleurs les relations géométriques entre les nombreux filons acide-basique qui lardent le massif témoignent de phases distensives successives que nous considérerions comme tardi-hercyniennes. Cette dernière série présenterait de fortes analogies avec les massifs décrits par Pouget et al. (1989) et notamment ceux du complexe de Gavarnie considérés comme tardifs dans l'évolution de la chaîne varisque. Enfin un métamorphisme rétrograde responsable de la déstabilisation du grenat de type almandin ou de la sillimanite et la mise en place d'une minéralisation uranifère découverte à l'extrémité orientale du massif (Charlet, 1992) est liée à une phase hydrothermale-pneumatolytique tardive. Ainsi au polydiapirisme argumenté par la distribution des types pétrographiques (Charlet, 1979, 1983), par les études structurales (Leblanc et al., 1994) et l'étude du métamorphisme de contact (Rios, 1984 ; Evans et al., 1998 ; El Haji, 2005) se superpose l'intervention parfois précoce de structures tectoniques qui entraînent une mise en place des granitoïdes étalée dans le temps.

Le secteur de Benasque, à la partie occidentale du Massif de la Maladeta, est particulièrement exemplaire à cet égard. Les manifestations magmatiques s'étaleraient depuis le complexe rhyodacitique de Cerler (Fig. 1 : 8) considéré comme Dévonien par Rios (2002) jusqu'à la mise en place du granite des Posets (Fig. 1 : 9), syn-phase de déformation D3 (Rios, 1984) en passant par le complexe plutonique de la Maladeta dont la mise en place est liée à la phase principale D2 et se poursuit jusqu'aux phases cassantes ultérieures. Pour nous, il apparaît en outre que les unités principales reconnues dans le massif et qui sont bien caractérisées par des traits pétrographiques et structuraux distincts étaient individualisées dès les premiers stades de mise en place des granitoïdes de la Maladeta. Les couloirs tectoniques (voir la « shear zone » du Rio San Nicolau) ont pu fonctionner très tôt malgré un jeu plus tardif lors de la tectogénèse alpine à laquelle Lamouroux (1986) attribue de son côté la division du massif en unités.