L'Intrusif Medel-Cristallina (Massif du Gothard) : Déformation hétérogène et modifications chimiques associées dans les roches granitiques sous différents régimes métamorphiques. par Christine Merz Arreaza Thèse soutenue le 6 octobre 1989 à la faculté des Sciences de l'Université de Neuchâtel IMPRIMATUR POUR LA THÈSE L'intrusif Mede!-Cristal!ina (Massif du Gotha rd.) : Déformation hétérogène et modifi- cations chimiques associées dans les roches granitiques sous différents régimes métamorphiques. de Mme Christine Merz Arreaza UNIVERSITÉ DE NEUCHÂTEL FACULTE DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel sur le rapport des membres du jury, MM. les professeurs F. Persoz, J.-P. Schaer, A,. Pfiffner (Berne), et H..-R. Pfeifer (Lausanne) autorise l'impression de la présente thèse. Neuchâtel, le 28 septembre 1992 Le doyen : A. Robert Articles publiés Merz, C. ( 1 989): L'Intrusif Medel-Cristallina (Massif du Gothard oriental). Partie 1: déformations alpines et relations socle- couverture. Schweiz, mineral, petrogr. Mitt. 69, 55-71. Merz Arreaza, C. et Persoz F.P. ( 1 992): L'Intrusif Medel-Cristallina (massif du Gothard oriental): Partie 2: déformations alpines et modifications chimiques. Schweiz, mineral, petrogr. Mitt. 72, 179-196 Merz, C, Thélin, P. et Persoz F.P. (1989): Influences respectives du métamorphisme et de la déformation sur l'état structural des feldspaths potassiques du granite du Medel (Massif du Gothard, Alpes Centrales Suisses). Schweiz, mineral, petrogr. Mitt. 69, 359-375. Thèse déposée à: - l'Institut de géologie de l'Université de Neuchâtel rue Emile Argand 1 1 CH-2007 Neuchâtel - Bibliothèque de l'Université de Neuchâtel Av. du 1er Mars 26 CH-2000 Neuchâtel SCHWEIZ. MINERAL. PETROGR. MITT. 69, 55-71,1989 L'intrusi! Medel-Cristallina (massif du Gothard oriental). Partie 1: déformations alpines et relations socle-couverture par Christine Merz1 Abstract Structural analysis of the Hercynian Medel-Cristallina granite body on the south-eastern border of the Gotthard Massif (Swiss Alps), shows a suite of deformation produced by a subhorizontal N-S oriented shortening. A subvertical E-W oriented foliation with strong down-dip lineation gives evidence of considerable vertical extension (ca.200%). Several systems of shear zones indicate the heterogeneity of the deformation. They allow to divide the deformation history into three main phases: 1) The local development of an early foliation (Fl) on the northern border of the granite is associated with subvertical (C 1 ) shear zones. In the central and southern part of the granite the main foliation (Fp) is associated with steep (C 2) and flat overthrusting (C 3) shear zones. The development of the C 2 and C 3 shear zones with the associated foliation Fp propagate through the intrusion from the southern to the northern border, where C 2 and C3 crenulate the Cl shear zones and associated foliation Fl. 2) The C 3 shear zones induce shear movements on the foliation planes while further movements on the C 2 planes take place. 3) The last movements on the C 3 planes crenulate all the other planes in the entire granite body. Structural relations between mesozoic cover and granitic basement shows that the main foliation Fp has been developed in the Gotthard basement after emplacement and isoclinal folding of the pennine units. The flat overthrusting shear movements to the south (C 3) in the basement can be correlated with a late phase of regional backfolding of the pennine nappes. Keywords: Granitic basement, Mesozoic cover, Alpine deformation, Medel-Cristallina, Gotthard, Switzerland. Résumé L'analyse structurale de l'intrusif hercynien Medel-Cristallina, situé sur la bordure sud-est du massif du Gothard, met en évidence une déformation progressive dans un contexte de raccourcissement subhorizontal orienté N-S. Il en résulte une foliation subverticale dirigée E-W et une linéation proche de la ligne de plus grande pente marquant un fort étirement vertical (200%). Plusieurs systèmes de cisaillements témoignent de l'hétérogénéité de la déformation et permettent de subdiviser l'histoire de la déformation en trois étapes principales: 1 ) Développement d'une foliation locale (F 1) associée à des cisaillements subverticaux (C 1) sur la bordure nord et de la foliation principale (Fp) associée à des cisaillements à fort pendage (C 2) et chevauchants plats (C 3) sur la bordure sud. Le développement des cisaillements C 2 et C 3 se propage de la bordure sud vers la bordure nord où ces cisaillements recoupent et crénulent les cisaillements Cl et la foliation Fl associée. 2) Les cisaillements C 3 induisent des mouvements cisaillants sur les plans de foliation Fp en association avec des mouvements le long des cisaillements C 2. 3) Les mouvements des cisaillements C 3 se terminent en provoquant une crénulation dans l'ensemble de l'intrusif. Les relations structurales socle-couverture montrent que la foliation principale dans le massif du Gothard s'est développée après la mise en place et le plissement isoclinal des unités penniques. Les cisaillements chevauchant vers le sud C 3 peuvent être corrélés avec les mouvements en retour des nappes penniques. ' Institut de Géologie, Université de Neuchâtel, 11 rue Emile Argand, CH-2000 Neuchâtel, Switzerland 56 C. MERZ 1. Introduction Le Granite de Medel et la Granodiorite de Cristallina (Intrusif Medel-Cristallina ) appartien- nent au domaine SE du massif cristallin externe du Gothard (Fig.l). Cet intrusif tardihercynien s'est mis en place il y a environ 315 mio.a. (U235/Pb207 (Grünenfelder, 1962)) sur la bordure sud du massif du Gothard, dans la région du col du Luk- manier. Il recoupe les structures hercyniennes (foliation subverticale WSW-ENE avec linéation subhorizontale WSW-ENE (Arnold, 1970)) qui sont en relique dans les roches encaissantes. Les déformations enregistrées par l'intrusif sont certai- nement alpines, notamment la foliation qui se poursuit dans les séries mésozoïques de la couver- ture du massif du Gothard. L'isograde de transformation microcline/sani- dine décrit par Bambauer et Bernotat (1982) fixe les conditions métamorphiques après la culmi- nation du métamorphisme lépontin à environ 450°C et 3kb pour la région de la bordure nord de l'intru- sif. Le degré du métamorphisme alpin augmente vers le sud et le passage au faciès amphibolite se situe au niveau du col du Lukmanier. Il est souligné en outre par l'apparition de la staurotide et corres- pond à des conditions de 500-550°C et 5kb (Chadwick, 1968; Fox, 1975; Frey, 1969; NiGGLi,!970; Bambauer et Bernotat,1982). Ce travail présente les résultats de l'étude des structures alpines enregistrées par l'intrusif Medel- Cristallina. La déformation hétérogène du corps cristallin, et plus particulièrement la distribution géométrique des zones de cisaillement et leurs /'7g. 1 Esquisse géologique de la bordure sud du massif du Gothard de la région du Col du Lukmanier. Traces axiales des synclinaux de Sc = Scopi, P = Piora, Al = Alpettas, M = Molare, C = Chiéra et des anticlinaux de L = Lunschania, Vc = Val di Campo, CMG = Couverture du massif du Gothard, SL= Schistes lustrés, MC = Intru- sif Medel-Cristallina, q = Quartzites du Val Lavaz. relations cinématiques avec la foliation alpine, ont été analysées, afin de définir les conditions de la déformation finie à l'échelle de l'intrusif. La détermination du sens relatif des mouve- ments cisaillants est basée sur les travaux de Simp- son (1981), Simpson et Schmid (1983) et Ramsay (1980). Comme critère macroscopique nous avons utilisé des structures C-S, l'asymétrie des yeux feldspathiques et de leurs ombres de pression, des structures sygmoïdales micacées, et des marqueurs passifs comme les enclaves et aplites. En microsco- pie optique l'asymétrie globale de la fabrique, les recristallisations orientées et les fractures intracris- tallines ont permis de vérifier les déterminations de terrain. L'intégration de ces observations dans les sché- mas d'évolution des événements tectono-métamor- phiques de la bordure sud du massif du Gothard et de sa couverture apparaît cohérente. 2. Contexte géologique Le vieux socle du massif du Gothard encaissant l'intrusif se compose essentiellement de paragneiss, d'orthogneiss et d'amphibolites d'âge pré-west- phalien. Ils sont affectés par d'intenses déforma- tions hercyniennes en faciès amphibolite (Arnold, 1970) auxquelles se sont surimposées les déforma- tions alpines. Ces déformations alpines dans les massifs de 1'Aar et du Gothard ont été interprétées (Steck et al., 1979; Steck, 1984) en recourant à une première phase de chevauchement vers le nord liée à la mise en place des unités penniques, et suivie dans une seconde phase de mouvements en retour (rétrocharriage) responsables des plis à vergence sud et de la position verticale des massifs cristallins. Dans la région étudiée, la couverture mésozoï- que du massif du Gothard est parautochtone et comprend des séries triasiques de Melser, Rôti, Quarten et liasiques de Stgir, Inferno, Coroi. Elle repose en série inverse sur une mince couche dis- continue de Trias autochtone (Baumer, 1964; Frey, 1967; Etter, 1987). Deux plis majeurs affec- tent la couverture: le synclinal de Scopi et l'anticli- nal de Val di Campo (Fig. 1). Le synclinal de Scopi dont l'axe plonge fortement vers l'Est se ferme dans le Val Rondadura (planche I, Fig. 2). Son flanc sud longe la bordure SE du massif du Gothard. Son flanc nord est réduit, formé par les écailles de Retico (Etter, 1987). L'anticlinal de Val di Cam- po constitue le complément sud du synclinal de Scopi. La zone de Forca représente le flanc nord et la zone de Pianca le flanc sud de cet anticlinal. Le Trias forme la base du synclinal de Scopi (Lias) et LINTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 57 1+ ++| GRANITE DE MEDEL |/ \~"-| GRANODIORITE DE CRISTALLINA GNEISS DU MASSIF DU GOTHARD COUVERTURE MESOZOIQUE DU MASSIF DU GOTHARD Fig. 2 Coupes sériées géologiques de l'intrusif Medel-Cristallina. des zones de Pianca et Forca (Lias) et constitue ainsi le cœur de l'anticlinal du Val di Campo. Au sud, cette couverture mésozoïque sépare le massif du Gothard des schistes lustrés et des nappes penniques de Lucomagno, de Simano et d'Adula. Deux structures majeures sont connues dans les schistes lustrés. Ce sont l'antiforme de Lunschania et le synforme d'Alpettas dont les axes plongent faiblement vers l'ENE (Fig. I). Ils sont associés respectivement aux phases B 3 et B 4 de Voll (1976) et Probst (1980). Une phase plus tardive de mouvements en retour provoquant des crénulations à axe subhorizontal ENE-WSW, a été appelée d'après Milnes (1976) synforme de Olie- ra. Elle affecte les gneiss de la nappe de Lucoma- gno, les schistes lustrés et la couverture du massif du Gothard adjacent. Elle correspond aux phases B 5 de Voll (1976), F3 de Thakur (1973), V de Chadwick (1968), D 3 de Etter (1987) et B 5 de Probst (1980). La masse principale de l'intrusif Medel-Cristal- lina est située au nord du col du Lukmanier, d'où elle s'étend vers le nord jusqu'au Val Lavaz (plan- che 1 et Fig. 2). L'extension maximale N-S est d'environ 8 km le long du Val Medel. Du Val Medel vers 1 'est il s'amincit progressivement jusqu 'au Val Somvix. L'intrusif apparaît comme un corps allon- gé SW-NE d'une superficie de 40 km2. Au sud du barrage, l'intrusif affleure encore par trois fois en amont du Val Rondadura et plus au sud, près d'Acquacalda aux localités dites Alpe Gana et Selva Secca (Fig. 2). La région du Val Somvix et du Val Lavaz cons- titue la partie NE de l'intrusif. La partie centrale affleure aux Val Medel et Val Cristallina. La ré- gion du col et les affleurements de Selva Secca et 58 C. MERZ N — JjlMl -+7IB J^ffm ****** ----(-71S !—f70S ^?ä-m V/WWW-* "////"' i y^^^^>^. 9 C3 /7Zg. 5 Coupes structurales: développement des foliations Fl et Fp en relation avec les cisaillements C J, C2 et C3. L'intensité de la foliation varie à travers l'intrusif et augmente du centre vers les bordures nord et sud. Alpe Gana forment la partie SW de l'intrusif (planche l). L'intrusif se compose de trois principaux types pétrographiques: le granite porphyrique de Medel qui enveloppe et recouvre partiellement la grano- diorite de Cristallina. Celle-ci constitue la masse principale de l'intrusif. L'épaisseur de l'enveloppe granitique ne dépasse pas 1 km (Fig. 2). Au cœur de la granodiorite, à l'entrée du Val d'Uffiern affleure la diorite d'Uffiern, le faciès le plus basique de l'intrusif (planche 1). Les relations de contact montrent que la grano- diorite est légèrement plus jeune que le granite. Elle semble s'être mise en place alors que le granite était encore chaud, voire liquide. Les critères ob- servés sont des enclaves de granite dans la grano- diorite, des xénocristaux porphyriques provenant du granite dans la granodiorite, et au Val Lavaz un mélange de magmas assimilable à une «net veined diorite» (Windley, 1965). Le granite est caractérisé par une texture mas- sive porphyrique à phénocristaux centimétriques de feldspaths potassiques au sein d'une matrice à granulometrie millimétrique, alors que la grano- diorite est équigranulaire à grains millimétriques à centimétriques. La composition modale du granite est constante avec, en proportions égales, du quartz, plagioclase et du microcline et 5-10% de biotite. La granodiorite possède plusieurs faciès, distri- bués de manière hétérogène au sein de l'intrusif. Sa composition modale est fort variable: 0-15% mi- crocline,5-25% biotite, 20-40% plagioclase (oligo- clase-andésine) et 20-40% quartz. 3. Structures et déformation La déformation de l'intrusif s'exprime par une foliation et plusieurs systèmes de cisaillements ductiles. L'intensité de la déformation et la répar- tition géométrique des cisaillements varient à tra- vers l'intrusif. La fréquence des zones de cisaille- ment augmente du centre de l'intrusif vers les bordures nord et sud qui sont mylonitisées (Fig. 3). Dans quelques zones internes, les structures mag- matiques ont été préservées et témoignent de l'hé- térogénéité de la déformation alpine à toute les échelles. De manière générale le développement de la foliation est plus homogène dans la granodiorite que dans le granite. La teneur plus élevée en phyl- losilicates et la granulometrie initiale plus fine et homogène de la granodiorite sont probablement à l'origine du contraste de ductilité entre ces deux types de roches. 3.1. LA FOLIATION PRINCIPALE Fp Mis à part les quelques domaines locaux, à caractère granitique, préservés de la déformation L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 59 alpine, la foliation s'est développée dans l'ensem- ble de l'intrusif (Fig. 3). A l'échelle du massif du Gothard la foliation se présente en éventail avec un pendage vers le NW à NE au sud et vers le SE au nord du massif. A l'échelle de l'intrusif Medel-Cristallina le pendage de la foliation montre une variation pro- gressive entre les bordures SW et NE du corps cris- tallin (planche 1 et Fig. 3): dans la partie nord-est la foliation NE-SW est subverticale (valeur moyenne du pendage : 330-350° ou 150-170°/80-90°). Dans la région de la bordure sud-ouest elle est dirigée WNW-ESE avec un pendage fortement incliné vers le N à NE (valeur moyenne: 360-20°/60-70°). La linéation d'étirement minérale (biotite, seri- cite et phases quartzo-feldspathiques) inscrite sur les plans de foliation est toujours proche de la ligne de plus grande pente. Elle plonge vers le NNW au niveau du col et a tendance à s'orienter progressi- vement vers 1'W en allant vers le Val Lavaz (plan- che 1). La foliation se poursuit à travers les contacts avec les unités mésozoïques, où elle constitue la foliation penetrative recoupant une première fo- liation liée à la formation des plis de Scopi et Val di Campo. 3.1.1. Déformation des aplites et enclaves Le résultat de la déformation s'exprime par un fort étirement vertical. Le raccourcissement asso- cié à la formation de la foliation de l'intrusif a été évalué à environ 50% sur la base de l'étude des plis dessinés par des aplites plissées à plan axial confon- du avec la foliation. Cette valeur est constante à 10% près dansl'ensemble de l'intrusif et donne une estimation de la déformation des zones foliées en dehors des zones de cisaillements. Par ailleurs l'am- plitude et la longueur d'onde des plis sont en fonc- tion de l'épaisseur de l'aplite: les aplites d'épais- seur centimétrique se plissent avec des longueurs d'ondes et des amplitudes centimétriques et les aplites d ' épaisseur décimétrique avec des longueurs d'ondes et des amplitudes métriques. Les enclaves basiques utilisées comme mar- queurs passifs de la déformation ont des rapports axiaux situés dans le champ d'aplatissement fini (Fig. 4). 3.2. LES CISAILLEMENTS Les affleurements des zones de bordures de l'intrusif fournissent une image complète des rela- tions géométriques et cinématiques entre cisaille- ments et foliation. Il n'en est pas ainsi dans les parties centrales de l'intrusif où les zones de ci- saillement sont plus rarement développées et les relations géométriques entre les différents systè- mes de cisaillements plus difficilement observa- bles. Néanmoins les données structurales des par- ties centrales de l'intrusif concordent avec les ob- servations des zones de bordure. 3.2.1. Les cisaillements Cl (direction ENE-WSW) Les zones de cisaillement ductile Cl conju- guées et qui sont associées au développement d'une foliation locale (F 1) (Fig. 3), sont encore bien visi- bles le long d'une zone de 5km de quartzites mylo- nitiques encaissée dans le granite et subparallèle au contact granite - gneiss du vieux socle dans le Val Lavaz (Fig. I). Les orientations de ces zones de ci- saillement sont très proches de celle du plan de foliation Fl, avec un pendage subvertical orienté vers le NNE ou SSW (Fig. 5a). En général, les plans inclinés vers le SSW montrent un mouvement rela- tif qui abaisse le bloc nord selon la direction de la plus grande pente, tandis que le long des plans inclinés vers le NNE le bloc sud est abaissé selon la direction de la plus grande pente. Les cisaillements à relèvement du bloc nord sont dominants. Avec la déformation croissante les cisaillements Cl ten- dent à devenir subparallèles à la foliation F1 (Fig.7a et 7b). La distribution de cette foliation locale F1 dé- veloppée en relation avec les cisaillements C1 est très restreinte et limitée à la bordure NE de l'intru- sif. Son orientation est différente de celle de la fo- liation principale (Fp) qui s'est développée à partir de la bordure sud de l'intrusif (Fig. 3). Les cisaille- ments C 2 et C 3 recoupent et crénulent les plans Cl et les plans de la foliation Fl (Fig. 7c et 7d). 60 C. MERZ +++-f + + .+ + *H*+ $ O* * üf+ A^ O fé'ift O, O Vt+ +# io! o O O C/5 , . fvl cj S cd ^ « .5 ^ c S £ -5 « I -> Ë ¦» ~ 3 j2 O g 3 c S o ^ . »gM'j a .-- *CJ e* .. c/1 8 S g 5. ï g-a ¦O Z S « ci . C g, O- C .00 CJ "•_ CS CJ CJ CJ Oi . TO ** *J I- m m OO (D vu O-Ur- v1> V- LÌ ui ä —¦ «•S-8 b -cj « c cj 1= S-g B u .2, ci. .2 ,?? ? »3 3£ g g III > U ¦cj Jî> en flècl CJ tu Vl C .a cn" O ^j O J td CJ Ö Ul -CJ C/3 C C C i—i O A lei J cd U O. CA C liné C-) CJ _o U ans ere linéa CN U O Cl L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 61 AcIa - Pardatsch Fig. 6 Les différents systèmes de cisaillements et leur répartition dans la partie centrale de l'intrusif: Val Cristal- lina, Val Medel, Fuorcla da la Buora et AcIa - Pardatsch (légende: cf. Fig. 5). 3.2.2. Cisaillements C 2 (direction E-W à SE-NW) Les cisaillements C 2 montrent un pendage modéré à fort vers le N à NE et vers le SW (Fig. 5 et 6). Les premiers abaissent le bloc nord suivant une direction de mouvement plongeant vers le SE ou NW. Les derniers abaissent en général le bloc sud suivant une direction de mouvement plongeant vers le NW. Ces cisaillements recoupent, voire crénulent les plans de cisaillements C1 et les plans de foliation F1 de la partie NE de l'intrusif (Val Lavaz), provo- quant des plis de crénulation subverticaux (Fig. 7c). Il est important de noter que ces cisaillements C 2 sont conjugués au développement des plans de la foliation principale (Fp) de l'intrusif: Dans le Val Medel et le Val Cristallina existent des relations 62 C. MERZ C-S entre les cisaillements C2 et la foliation Fp dans les zones de faible déformation: Les plans de foliation s'alignent progressivement aux zones de cisaillement C2 sans qu'ils soient recoupés par ces dernières. Dans les zones où la foliation n'est pas développée les cisaillements C 2 peuvent consti- tuer les seules déformations de la roche. Une partie descisaillementsC2aété développée encore après la phase de foliation Fp. 3.2.3. Les cisaillements C 3 (direction NE-SW) Les cisaillements chevauchants C 3 se divisent en deux groupes: a) Cisaillements à faible pendage vers le NW marqués de mouvements chevauchant vers le sud (Fig. 7g et 7h). Ils sont plus fréquents dans la partie SW de l'intrusif (Fig. 5 et 6). b) Cisaillements à faible pendage vers le SE montrant des mouvements chevauchant vers le nord (Fig. 7d). Ils sont plus fréquents dans la partie NE de l'intrusif (Fig. 5 et 6). Au sud du col du Lukmanier: Les cisaillements C 3 sont contemporains et/ou postérieurs aux cisaillements C2. Les deux systè- mes de cisaillements créent un réseau de plans ductiles subhorizontaux et subverticaux (Fig. 3). La foliation (Fp) adopte une orientation intermé- diaire qui s'aligne progressivement à l'un ou l'autre système de cisaillements. Le système de cisaille- ments C 2 est en général dominant par rapport aux cisaillements C 3. Il en résulte une foliation forte- ment pentée dont l'orientation est proche de celle des cisaillements C 2. Les cisaillements C 3 ont été plus longtemps actifs que les cisaillements C 2 et provoquent des crénulations à axes subhorizontaux NE-SW sur les plans de foliations Fp et de cisaillements C 2 (Fig. 7h). La roche est affectée dans son ensemble par des plissements millimétriques voire centimétri- ques (Selva Secca). Au nord du col du Lukmanier: Comme au sud du col, les cisaillements C 3 sont contemporains et postérieurs aux cisaillements C 2 (Fig. 3). En allant vers le nord les cisaillements C3 deviennent plus rares et leur ductilité diminue. De plus, la part des cisaillements C 3 postérieurs à la foliation (F 1 et Fp) et aux cisaillements C 2 semble augmenter. Ils provoquent une crénulation maté- rialisée par des plissotements millimétriques à axes subhorizontaux NE-SW dans les niveaux phylli- teux exclusivement (Fig. 7d). Cette différence de style de déformation par rapport aux crénulations au sud du col est dictée par les conditions métamor- phiques différentes (faciès amphibolite au sud, faciès schistes verts au nord du col) qui régissent la ductilité de la roche. 3.2.4. Relations entre cisaillements et développement de la foliation Chacun des trois systèmes de cisaillements prédomine dans l'espace et dans le temps de la manière suivante: Les cisaillements C1 semblent restreints à la bordure NE de l'intrusif (Fig.5). Les plans C1 et la foliation F1 associée sont crénulés par les cisaillements C 2 qui se sont développés dans l'ensemble de l'intrusif. Les cisaillements C3 sont dans la partie N de l'intrusif plutôt de nature cassante, et deviennent de plus en plus fréquents et ductiles vers le sud. Le développement des cisaille- ments C 2 et C 3 a été synchrone. Mais le système de cisaillements C 3 est resté plus longtemps actif en provoquant une crénulation des plans C1 ,C 2 et de ceux de la foliation. Les cisaillements Cl et la foliation associée appartiennent à une phase de déformation précoce et restreinte à la bordure N. (En effet l'étude géochimique des quartzites d'une part et la pré- sence de lentilles de marbre dolomitique au sein des quartzites d'autre part indiquent une origine sédimentaire pour ces mylonites. La déformation associée aux cisaillements C1 pourrait donc appar- tenir à une phase de chevauchement ou pincement de sédiments triasiques, ou encore antérieurs, à l'intérieur du massif du Gothard). Leurs équivalents sur la bordure Sud sont pro- bablement les cisaillements C2 dont l'orientation est parallèle à la bordure SW (Fig. 3). En effet il paraît peu plausible qu'une phase de déformation ait eu lieu à l'intérieur du massif du Gothard sans que sa bordure sud en ait été affectée. Comme les cisaillements C 2 recoupent les cisaillements C1, la déformation de l'intrusif a dû commencer sur la bordure nord, notamment dans les quartzites et leur voisinage au Val Lavaz, et sur la bordure sud, suivie de la propagation du sud vers le nord des ci- saillements C 2 qui finissent par recouper les ci- saillements C1 (Fig.7). La foliation Fp développée dans l'ensemble de l'intrusif doit être associée aux cisaillements C2 et C 3. Les cisaillements C 2 paraissent dominants par rapport aux cisaillements C 3 et contrôlent l'orien- tation de la foliation. 3.2.5. Les mouvements cisaillants sur les plans de foliation Une partie des plans de foliation est marquée par une asymétrie de la fabrique de la roche. Il L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 63 Fig. 7 a-d) Evolution structurale de la bordure nord de l'intrusif: a et b) développement de la foliation F1 en relation avec les cisaillements C1. c et d) crénulation par les cisaillements C 2 et développement de la foliation Fp en relation avec les cisaillements C 2 et C 3 suivi de la crénulation par les cisaillements C 3. e-h) Evolution structurale de la bordure sud de l'intrusif: e à g) développement de la foliation Fp en relation avec les cisaillements C2 et C3. h) crénulation par les cisaillements C3. semble donc que ces plans de foliation ont été synchrones aux cisaillements C 3 à faible pendage activés comme plans de glissement. Les mouve- vers le NW et aux cisaillements C2. A l'affleure- ments relatifs sur les plans de foliation activés ment il n'est pas possible d'établir des recoupe- abaissent en général le compartiment nord. ments et les mouvements observés sont géométri- Dans la région du col et plus au sud les mouve- quement compatibles avec les cisaillements C 2 et ments cisaillants sur les plans de foliation Fp sont C3. Par contre nous n'avons pas observé de mou- 64 C. MERZ vements cisaillants sur les plans de foliation Fp en relation avec les cisaillements C 3 à faible pendage vers le SE. Dans la région du Val Lavaz les mouvements sur les plans de foliation F1 et Fp sont synchrones aux cisaillements C 3 à faible pendage vers le SE. Aux Val Medel, Val Cristallina et Val Somvix les mouvements cisaillants sur les plans de foliation Fp sont synchrones aux cisaillements C 2. On peut donc en conclure que le mouvement continu le long des zones de cisaillements C 3 a réactivé les structures préexistantes et notamment engendré des mouvements sur les plans de folia- tion. L'anisotropie planaire que constitue la folia- tion a pu jouer comme plan de cisaillement lorsque son orientation était suffisamment parallelisée par rapport à une composante du cisaillement global (Fig.7). Simultanément les cisaillements C 2 sont restés actifs. Le mouvement continu des cisaille- ments C 3 finit par provoquer une crénulation sur les plans Cl, C2 et de la foliation. 4. Relation entre les structures antéalpines et alpines 4.1. FORME INITIALE DE L'INTRUSIF La faille normale qui recoupe l'intrusif au ni- veau du P. Garviel en direction du Val d'Uffiern (planche 1, cartouche) fait apparaître au Val Medel la granodiorite sousjacente au granite. On peut fixer le rejet vertical et horizontal de cette faille d'après l'épaisseur du granite qui est assez cons- tante et d'au maximum 1000m. La faille normale de Retico qui longe la bordure sud du massif du Got- hard possède un rejet vertical de 6000m (Frey, 1967). Le rejet horizontal de la faille est environ 10km, distance qui sépare le Trias autochtone du Col du Lukmanier et le Trias autochtone du Val Camadra. Les deux failles montrent une direction de mouvement plongeant vers le NW. Si l'on tient compte de ces failles régionales et qu'on les fasse rejouer en sens inverse, en abaissant le bloc sud en direction NW, alors le corps cristallin s'inscrit dans une forme allongée lenticulaire. Les corps cristallins de Selva Secca et Alpe Gana se si- tueraient sur le même axe qui suit assez bien la structuration préalpine soulignée par les zones de paragneiss du massif du Gothard. De plus la bor- dure nord de 1 ' intrusif correspond à 1 ' emplacement de la zone de paragneiss du P.Paradis tandis qu'au sud la zone de Tremola délimite l'intrusif (planche 1). De ce fait on serait tenté de conclure que la forme initiale de l'intrusif a été contrôlée par la structuration préexistante du socle encaissant. 4.2. LA FOLIATION ALPINE Les plans de foliation ont tendance à être paral- lèles à la bordure du massif qui constitue une discontinuité lithologique et rhéologique majeure. A l'échelle de l'intrusif, les bordures nord et sud du corps cristallin sont subverticales et lieu d'une fo- liation intense parallèle au contact. Au contact nord la foliation alpine de l'intrusif est également parallèle à la foliation hercynienne des gneiss en- caissants. Au contact sud la présence de la faille de Retico influence localement (pendage vers le NE) l'orientation des plans de foliation en éventail (planche 1). De nombreux auteurs (Hubbr, 1943; Chadwick, 1965; Frey, 1967; Baumer, 1964; Et- TER, 1987) considèrent que l'emplacement du synclinal de Scopi est contrôlé par cette faille ma- jeure. Elle coïncide avec la zone de paragneiss préalpins du P. Borei et de ce fait on lui confère un âge antéalpin probable. Par contre les surfaces de contact est et ouest de l'intrusif, dont le pendage plonge avec environ 40° à 60° respectivement vers l'est et l'ouest, recoupent à angle droit les structu- res hercyniennes. Les structures magmatiques y sont parfois préservées. Il paraît possible que l'anisotropie préexistante des gneiss encaissants, renforcée par la discontinui- té lithologique d'orientation similaire présentée par les contacts nord et sud de l'intrusif, ait influen- cé la foliation alpine qui adopte une orientation semblable. En effet la rotation de l'orientation de la foliation principale au sein de l'intrusif semble être contrôlée par les orientations légèrement dif- férentes des contacts nord et sud. 5. Relation métamorphisme - déformation Le métamorphisme lépontin de la région du Col du Lukmanier est documenté par de nombreux travaux (Chadwick, 1956; Frey,1969; Fox,1975; Frey et al.,1976,1980; Bambauer et Bernotat 1982; Voll,1976). Le tracé des isogrades témoigne d'une zonation métamorphique dont l'intensité augmente du nord vers le sud. L'isograde de l'ap- parition du chloritoïde (400° et 3kb) se situe sur la bordure sud du massif de F Aar, quelques kilomè- tres au nord de l'intrusif. Celle de l'apparition de la staurotide (500-550° et 5 kb) se place au niveau du Col du Lukmanier (Frey et al., 1976). La ductilité des zones de cisaillement est princi- palement contrôlée par le comportement physique des feldspaths et par l'intensité de la rétromor- phose anté- à synschisteuse subie par les phases feldspathiques. L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 65 En l'absence d'une saussuritisation du plagio- clase et d'une albitisation du feldspath potassique, les feldspaths montrent un comportement essen- tiellement rigide. Us subissent une réduction gra- nulométrique importante par une fracturation in- tense, parfois accompagnée d'une extinction rou- lante et, au sein des plagioclases, d'un mâclage mécanique et de kinks. La biotite est émiettée et chloritisée. Dans ces zones cataclastiques, seul le quartz montre une déformation plastique in tracris- talline allant jusqu'à la recristallisation et fournit un support ductile à la déformation. Les stades ultimes mylonitiques montrent une texture à rubans lenticulaires granoblastiques de quartz, alternant avec des niveaux granoclastiques composés de feldspaths, de micas et de quartz magmatique relique. La granulometrie finale dans les ultramylonites est inférieure à 0.01 mm. Quel- ques clastes feldspathiques montrent encore une taille moyenne de 0.05 mm. Ces cisaillements à caractère essentiellement fragile ont une épaisseur en général inférieure à un centimètre. Ils sont surtout présents le long de la bordure nord de l'intrusif et s'expriment dans les trois systèmes de cisaillements Cl, C2 et C3. En allant du nord vers le sud la fracturation des feldspaths diminue et fait progressivement place à des transformations métamorphiques qui déstabi- lisent la phase feldspathique. La saussuritisation et l'albitisation des feldspaths donnent naissance à un aggregai ductile de sericite, pistachite et clinozoï- site zonées, chlorite, calcite, albite et quartz aux- quels s'ajoutent une nouvelle biotite syn- à postci- nématique et rarement un grenat syncinématique. De plus en plus fréquemment vers le sud, apparais- sent des néoblastes d'oligoclase syn- à postcinéma- tiques. Dans le cas de transformations rétrogrades extrêmes, cet aggregat, formant la matrice ductile, absorbe la totalité de la déformation, préservant ainsi le quartz magmatique. Il en résulte une mylo- nite ductile lépidogranoblastique à yeux millimé- triques de quartz. La majorité des cisaillements présentent un caractère intermédiaire entre les deux extrêmes présentées ci-dessus. Leur texture à rubans lenticu- laires millimétriques montre des niveaux grano- blastiques de quartz partiellement polygonisé al- ternant avec des bandes polyminérales lépidogra- noblastiques et des zones granoclastiques quartzo- feldspathiques. Dans l'ensemble le caractère ductile des ci- saillements augmente du nord vers le sud. Simulta- nément leur épaisseur atteint des dimensions déci- métriques à métriques et leur granulometrie finale augmente. Les mylonites situées au sud du Col montrent une granulometrie inférieure à 0.05 mm. Les cisaillements C1 et C 2 présentent en géné- ral un caractère ductile, tandis que les cisaillements C 3 deviennent de plus en plus cassants vers la bordure nord du corps cristallin. Il semble que la ductilité des zones de cisaillement soit plutôt une fonction du gradient métamorphique que de leur appartenance à l'un des trois systèmes de cisaille- ments Cl, C2 et C3. La paragenèse dans les zones déformées com- prend quartz + feldspath potassique + albite + oligoclase + phengite + pistachite + clinozoïsite + biotite +/- sphène, calcite, chlorite, grenat. A l'approche de l'isograde de l'apparition de la staurotide, les recristallisations syncinématiques d'un plagioclase calcique à partir du plagioclase primaire saussuritisé, ainsi que des néoblastes d'al- bite au sein des marges albitisées des feldspaths potassiques deviennent de plus en plus importan- tes. La biotite primaire montre entre autres des inclusions de rutile en sagénite et de sphène anté- à syncinématique concentré sur les bordures et les clivages. Une nouvelle biotite tantôt brune, tantôt vert-olive cristallise d'abord en petites paillettes brunes sans orientation préférentielle sur les bioti- tes primaires et, avec la déformation croissante, dans les plans de foliation. Dans les cisaillements Clune seconde génération de petites paillettes de biotite postcinématiques recoupe la foliation. Le grenat idiomorphe, pauvre en inclusions et légère- ment moulé, cristallise à partir de l'épidote, la biotite et la sericite dans les bandes phylliteuses et les ombres de pression. Les épidotes montrent un zonage constant avec une diminution de la teneur en fer vers les bordu- res, ce qui pourrait indiquer une cristallisation sous des conditions progrades (sous réserve de l'in- fluence de la fugacité de l'oxygène) (Hörmann et Raith, 1973; Myash iro, 1973). Dans le Val Medel l'épidote, également zonée, cristallise en pseudo- morphose sur la biotite primaire. A partir du barrage du col du Lukmanier vers le sud, l'épidote tend à disparaître au profit du plagio- clase calcique syn- à postcinématique de plus en plus fréquent. Une transformation syncinématique du feldspath potassique en plagioclase calcique, quartz et micas a lieu, mais on constate également quelques rares low microclines postcinématiques. Une seconde génération de micas blancs et noirs postcinématiques par rapport à Fp, orientée selon le plan axial des plis de crénulâtion (C3), indique des conditions métamorphiques encore élevées pendant la phase de crénulâtion. Ces observations, y compris la chronologie des cisaillements, conduisent au schéma suivant: Les recristallisations sont syn- à postcinémati- ques au sein de Cl, C2, Fl et Fp sous des condi- 66 C. MERZ tions métamorphiques progrades à culminantes, tandis que les cisaillements C 3 montrent des recris- tallisations syncinématiques dans des conditions culminantes au sud et de plus en plus rétrogrades vers le nord. D'autres études, notamment sur l'état structu- ral des feldspaths potassiques (Merz et al., en prép.) et sur les micas, sont en cours afin de complé- ter les connaissances sur le métamorphisme alpin de l'intrusif. 6. Interprétation cinématique La figure 8 propose un modèle cinématique de la déformation alpine de la bordure sud du massif du Gothard au niveau du col du Lukmanier. Les données structurales et métamorphiques disponi- bles dans la littérature sont rassemblées sous forme d'un tableau (Tab. I). En détail, on pourrait concevoir l'histoire de déformation de la bordure sud du massif du Got- hard dans la région du Col du Lukmanier de la manière suivante: 1) Mise en place des nappes penniques et plisse- ment isoclinal (Fig. 8a-c): La couverture autochtone du massif du Got- hard est décollée et transportée vers le nord (nap- pes de Drusberg, d'Axen et aussi Flysch de Sardo- na) sous l'effet des mouvements dans le domaine pennique (Frey, 1967). Probst (1980) décrit une première phase de déformation qui comporte le chevauchement de Misox ( schistes lustrés) suivi du transport vers le nord de la nappe d'Adula, le décollement de la nappe de Soia et le chevauche- ment vers le nord des unités inférieures, Simano et Lucomagno (Fig. 8a). Dans la nappe du Lucomagno, ainsi que dans les zones de Piorà et de Molare, se forment une première schistosité et des plis isoclinaux (Sib- b ald, 1971 ; Th a k u r, 1973). Cette première défor- mation est mise en relation par Thakur (1973) avec les mouvements chevauchants de la mise en place des nappes penniques. D'après Frey (1967), sous l'effet de la mise en place des unités penniques, la couverture du massif du Gothard restée en arrière est écaillée (Zone d'écaillés de Peiden) et plissée en une série de synformes et d'antiformes. Les séries triasiques et jurassiques sont décollées jusqu'au niveau de la faille de Retico et reposent en série inverse sur la pellicule de Trias autochtone du massif du Gothard (Fig. 8b). Ces événements seraient responsables de la formation de l'anticlinal du Val di Campo, dont la zone de Scopi présente le flanc nord inversé en contact anormal avec le Trias autochtone du massif du Gothard (Fig. 8c). La mise en place de ces plis est accompagnée par le développement d'une première schistosité dans les schistes lustrés et les séries mésozoïques de la couverture du massif du Gothard (Voll, 1976: B1 et B 2). Etter (1987) décrit des plans de première fo- liation limités aux zones de bordures de l'extrémité est du massif du Gothard. L'intrusif Medel-Cristal- lina subit probablement des déformations locali- sées aux bordures, notamment le pincement des quartzites du Val Lavaz (Fig. 8b). Une autre structure majeure, l'antiforme de Lunschania décrit par Voll (1976) et Probst (1980), appartient probablement à cette même phase de plissement isoclinal (Fig. 8c). Low (1987) corrèle l'antiforme de Lunschania avec sa phase Leis qui déforme le front de la nappe d'Adula par un grand pli couché à axe ENE-WSW. L'équivalent de cette phase de plissement et de foliation dans le domaine helvétique pourrait être le chevauchement de la nappe de Cavistrau avec formation d'une schistosité locale (Mi LNES et Pfiff- ner, 1980; Pfiffner, 1986). 2) Etirement vertical du socle et foliation prin- cipale (Fig. 8d): L'empilement des nappes penniques provoque un réchauffement du massif du Gothard sousja- cent, et permet une déformation dans des condi- tions ductiles en réponse à la compression conti- nue. Les conditions métamorphiques dans la nappe d'Adula sont de l'ordre de 7 kb et 5000C pendant la phase de Leis (Low 1987). Les conditions dans le massif du Gothard s'élèvent jusqu'au faciès schiste vert supérieur et au faciès amphibolite dans les différentes unités placées au sud. Une foliation subverticale associée à un fort etirement vertical se développe simultanément avec des cisaillements conjugués C2 et C3 (Fig. 8f). Cette foliation affecte également les séries mésozoïques (Etter, 1987: D 2) et les unités peni- quesoù elle se superpose aux premières structures: Le synforme de Molare est postérieur aux pre- mières déformations de la zone de Molare (Tha- kur, 1973) et de la nappe de Lucomagno (Voll, 1976). Le synforme d'Alpettas recoupe d'après Voll (1976) les structures de l'antiforme de Lunschania et est corrélé par Low (1987) à la flexion du front de la nappe d'Adula (phase Carassino). Pfiffner (1986) place dans le domaine helvéti- que la phase de Calanda (développement de la foliation principale et amorce du chevauchement maître de Glaris) en parallèle avec le chevauche- ment du massif du Gothard sur. le massif du Ta- vetsch et le raccourcissement principal du socle cristallin. L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: STRUCTURES 67 ¥ E 3 -a ~5 U ¦a •a CS o O ¦a 3 O JS O O -a o Is •a .2 3 « C/3 f- 3 g m 3 (D W 3 X .S 3 c/> co cn-U N(D ,O 'S ö 3 C C .-3 CO CS 3 io O O es > ,2 C ~ " -2 12 ca 5.°° CB C yj ¦ — U C 3 C er U 'S °- c u o O O ro a O -i O ce - CT> 'J= u a W U O IT! 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Thakur (1973), Sibbald (1971), Voll (1976), Probst (1980) ont observé dans les unités penni- ques et Chadwick (1956), Frey (1967), Etter (1987) dans la couverture du massif du Gothard un clivage de crénulation subhorizontal associé à des mouvements en retour caractérisés par des plis d'échelle régionale (synforme de Chiéra, Milnes, 1976). Une crénulation de même orientation est dé- crite par Wunderlich et Plessmann (1958) dans le massif du Gothard. Dans l'intrusif Medel-Cris- tallina, cette crénulation est générée en relation avec les cisaillements chevauchants tardifs C 3. Par contre la nappe d'Adula ne semble pas avoir subi cette crénulation (LOw, 1987). Dans le domaine helvétique, le chevauchement maître de Glaris est accompagné du développe- ment d'un clivage de crénulation parallèle lors de la dernière phase de déformation (phase de Ruchi) (Milnes et Pfiffner, 1980; Pfiffner, 1986). Les dernières déformations sont de nature cas- sante et responsables d'une fracturation intensive du massif cristallin. 7. Discussion du renversement en arrière du massif du Gothard D'après Marquer et al. (1985) l'histoire de déformation de la bordure sud-est du Massif du Gothard et de sa couverture comprend un raccour- cissement subhorizontal approximativement N-S, avec une direction d'étirement subverticale. Un mouvement global chevauchant vers le N à NW se localise dans la partie nord du massif du Gothard, et dans le domaine helvétique (chevauchement maître de Glaris), tandis que sur la bordure sud du massif du Gothard le raccourcissement se traduit par des cisaillements chevauchant vers le S à SW. Dans le domaine pennique, retirement vertical du socle cristallin du Gothard pourrait être responsa- ble des plis en retour dont l'orientation des plans axiaux se confond avec celle des plans chevauchant vers le sud. Il est tout à fait possible de concevoir sous cette optique la cinématique du massif et d'y inscrire les éléments structuraux observés. Dans ce cas-là, les cisaillements chevauchant vers le sud (C 3) acco- modent le mouvement général en retour sans qu'il soit nécessaire de renverser le massif en arrière dans un grand pli (Milnes, 1976). Si le synforme de Chièra (Mi lnes, 1976) a eu un effet de verticalisation, voire de renversement du massif du Gothard (par un plissement ductile du massif cristallin), l'interprétation des cisaillements observés dans l'intrusif Medel-Cristallina devrait en tenir compte. Rabattus dans leurs positions originales, tous les mouvements des cisaillements C2 et C3 s'inscrivent alors dans un mouvement général de chevauchement vers le nord, cohérent avec celui des nappes penniques. La foliation asso- ciée serait fortement pentée vers le sud, avec une linéation plongeant vers le SW, et produite sous l'effet d'une compression subhorizontale N-S. Lors des mouvements en retour, les cisaillements C 3 resteraient actifs, provoquant les glissements sur les plans de la foliation et les plans de cisaillement C2 et finalement la crénulation. L'ensemble des plans subirait simultanément une rotation progres- sive jusque dans sa position actuelle. Dans cette hypothèse deux possibilités d'inter- prétation des cisaillements Cl s'offrent: soit le plissement en retour ne s'est pas prolongé très loin vers l'intérieur du massif du Gothard, soit le ren- versement correspond seulement à une faible rota- tion. En effet dans le cas d'une forte rotation, les cisaillements C1 auraient eu une position originale faiblement inclinée vers le sud et représenteraient alors un régime d'extension subhorizontale. Une telle extension est peu probable au moment où le transport des nappes penniques se faisait vers le nord. Par ailleurs un granoclassement magmatique observé au Val Medel (Fig. 8f, encadré en haut gauche) nous incite également à penser que le renversement du massif du Gothard n 'a pas été très important. 8. Conclusions Les données géométriques des cisaillements C1 au nord et des cisaillements C 2 et C 3 au sud de l'intrusif correspondent à un raccourcissement subhorizontal dirigé approximativement N-S avec une direction d'étirement subverticale. Dans ce contexte l'évolution structurale de l'intrusif appa- raît liée à une déformation progressive que l'on peut diviser en trois phases: 70 C. MERZ 1) Une foliation locale F1 se développe en rela- tion avec les cisaillements C1 sur la bordure NE de l'intrusif. Associée aux cisaillements C2 et C3 sur la bordure SW se développe la foliation principale Fp subverticale en éventail dirigée ENE-WSW à ESE-WNW avec une linéation d'étirement proche de la ligne de plus grande pente. Le développement des cisaillements C 2 et C 3 se propage de la bor- dure sud vers la bordure nord où ils recoupent et crénulent les cisaillements Cl et la foliation Fl associée. 2) Les cisaillements C 3 induisent des mouve- ments cisaillants sur les plans de foliation en asso- ciation avec des mouvements le long des cisaille- ments C 2. 3) Les mouvements des cisaillements C 3 se ter- minent en provoquant une crénulation dans l'en- semble de l'intrusif. La propagation de la déformation du sud vers le nord se reflète dans les conditions métamorphi- ques syncinématiques. La foliation Fp se déve- loppe au sud avant la culmination du métamor- phisme, tandis que vers le nord elle devient syn- chrone à la culmination du métamorphisme. La succession des phases de déformation obser- vée par la plupart des auteurs cités (mise en place des nappes penniques et plissement isoclinal, folia- tion principale et enfin crénulation) correspond dans le socle à une déformation continue qui dé- bute après la mise en place des nappes penniques et le plissement isoclinal. L'intercalation des quartzi- tes du Val Lavaz paraît comme un événement précoce ayant eu lieu au début de la déformation généralisée du massif du Gothard. En effet retire- ment vertical qui induit la foliation du massif du Gothard, correspond à la foliation principale de sa couverture et du domaine pennique adjacent. Cette dernière recoupe les plis isoclinaux (Scopi, Val di Campo, Lunschania) et semble associée aux syn- formes de Molare et d'Alpettas. Dans le socle, retirement vertical est accompagné de mouve- ments cisaillants chevauchant vers le sud et vers le nord qui permettent d'absorber la compression continue. Cette déformation progressive du socle, aboutissant à un cisaillement global chevauchant vers le sud, est synchrone des plis en retour (Grei- na, Chiéra) des nappes penniques et de la crénula- tion associée. Remerciements Je tiens à remercier M. F. Persoz, qui est à l'origine de ce travail, MM. D. Marquer, H.-R. Pfeifer, A. Pfiffner, J.- P. Schaer et S. Schmid pour leur nombreux conseils et fructueuses discussions. Je tiens également à exprimer ma gratitude à MM. A. Arreaza et M. Geier pour la mise au net des dessins et tablaux, J.-Cl. Lavanchy pour son inépuisable patience, G. Magranville pour la confection des grandes lames minces, A.-M. Mayerat et M. Chavaz pour les corrections du français ainsi que mes collègues de l'institut. Ce travail a pu être réalisé grâce au soutien financier du Fonds national suisse (requête No. 2-4.872) et de l'Université de Neuchâtel. Références Arnold, A. 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The chemical variation between non deformed (granite), moderately (gneiss) and strongly deformed (mylonite) samples has been quantified by a new method (Elodie diagram). The changes in chemical composition during deformation can therefore be estimated, with respect to the original chemical dispersion of non deformed rocks (magmatic dispersion). All chemical comparisons are based on aluminium constancy, corresponding to a maximum volume variation of 0.89-1.05. This method allow to compare shear zones of different provenance. The results show that at local scale the shear zones form probably open systems with infiltration (advection) of a fluid phase. Where cataclasis is the principal mode of deformation, the original chemical composition is barely modified, except for variations of Si, due partially to pressure-solution processes. In shear zones characterised by retrograde transformations of the feldspars, the mylonites show significant losses of Na, Sr and gains of K, Rb, Feto„ Ga, Zn, Y, Sc, Zr, La, Nd, Ce, Ti and H2O. In the third category, where deformation is accommodated essentially by feldspar and quartz recrystallization, with few hydratation reactions, Si and Na losses are the principal chemical modifications, with enrichment of Rb, Ga, Zn, Y and Zr. In all shear zones studied, mobile elements are controlled by synkinematic appearance or disappearance of minerals. The transition from granite to gneiss is not expressed by significant chemical variations. Keywords: Granite, shear zone, geochemistry, chemical mobility, feldspars, Alpine metamorphism, Gotthard massif, Central Alps. 1. Indroduction Les modifications chimiques liées à la déforma- tion ont fait l'objet de nombreuses études récen- tes (Beach, 1976; Mitra, 1978; McCaig, 1984, 1988; Kerrich et al., 1980; Etheridge et al., 1983; Sinha et al, 1986, Marquer, 1986, 1989). Elles montrent qu'une analyse qualitative et quantita- tive de la mobilité chimique nécessite la connais- sance de l'état initial non déformé qui sert de référentiel chimique, textural et minéralogique. Cela nous a conduit à choisir des exemples dans le domaine de la déformation hétérogène tels que les zones de cisaillement dans les granitoïdes, ro- ches présentant une relative homogénéité chimi- que à grande échelle. Ce travail a pour premier objet d'estimer la mobilité chimique en fonction des conditions mé- tamorphiques et en tenant compte de l'évolution minéralogique, texturale et microstructurale de la roche dans les zones de cisaillement. Dans cette perspective, le granite de Medel et la granodiorite 1 Grand'Rue, CH-1904 Vernayaz. 1 Institut de géologie, Université de Neuchâtel, rue E. Argand 11, CH-2000 Neuchâtel. 180 C. MERZ ARREAZA ET F.-P. PERSOZ MA = Massif de 1'Aar, MT = Massif du Tavetsch, MG = Massif du Gothard, MMG = Couverture mésozoïque du Massif du Gothard, U = Zone d'Urseren, GM = Granite de Medel, GC = Granodiorite de Cristallina, SL = Schis- tes lustrés penniques, LU = Lucomagno, st = isograde de l'apparition de la staurotide, f = limite d'apparition du microcline et de l'oligoclase alpins et transition high microcline - low microcline dans les feldspaths des échantillons non-déformés du granite de Medel. Les zones de cisaillement analysées en fluorescence X sont indiquées par des points noirs. Les numéros corres- pondent aux zones discutées dans ce travail: 1 = M282- M283, 2 = Cr258-Cr260, 3 = M305a-M305c, 4 = Cr310- Q-312. de Cristallina (Fig. 1), deux unités d'un même complexe intrusif, nous ont paru particulièrement appropriés pour réaliser une étude comparative des zones de cisaillement à divers degrés de méta- morphisme (faciès schistes verts et amphiboliti- que inférieur). L'étude détaillée de ce complexe intrusif (Merz, 1989; Merz Arreaza, 1989; Merz et al., 1989) a permis d'intégrer les zones de cisaille- ment dans leur cadre régional, tant sur le plan géométrique, cinématique, que sur celui du méta- morphisme. Un second aspect de cette étude sera de pré- senter une nouvelle méthode (diagramme d'Elo- die), qui permet de comparer plusieurs échan- tillons à la fois, éléments majeurs et traces con- fondus, en variant les facteurs volumiques et d'évaluer les mobilités chimiques par rapport à la dispersion chimique initiale de la roche non-dé- formée. Théoriquement, les mobilités chimiques dans les zones de cisaillement de différentes pro- venances peuvent directement être comparées quantitativement. 2. Cadre géologique Situé sur la bordure SE du Massif du Gothard, dans les Alpes Centrales Suisses (Fig. 1), l'intrusif Medel-Cristallina se présente comme un corps cristallin circonscrit, de la lignée calco-alcaline. Le modèle de mise en place proposé prévoit une différenciation dans la chambre magmatique, la mise en place du granite de Medel formant le toit de l'intrusif, suivie de celle de la granodiorite de Cristallina qui constitue le cœur du complexe cris- tallin. Le complexe intrusif révèle un âge daté de 315 ± 20 mio. a. (235UZ207Pb) pour le granite de Medel et de 305 ± 25 mio. a. (238UZ206Pb) pour la granodiorite de Cristallina (Grünenfelder, 1962,1963). La déformation hétérogène alpine s'exprime par un raccourcissement sub-horizontal N-S, postérieur au plissement isoclinal des unités pen- niques situées au sud (Phase Dl, Etter, 1987). Elle crée une foliation penetrative sub-verticale E-W (Fp), avec une linéation d'étirement miné- ral proche de la ligne de plus grande pente. Le développement de la foliation Fp est associé à des cisaillements à fort pendage (C2) et chevauchants plats (C3). Une crénulation ultérieure sub-hori- zontale peut être reliée au rétrocharriage des uni- tés penniques (Merz, 1989). Les zones de cisaillement échantillonnées, en vue de l'analyse géochimique, appartiennent aux cisaillements C2. L'intensité du métamorphisme tertiaire croît du nord au sud: à environ 3 km au nord du col du Lukmanier, la recristallisation du feldspath potassi- que et l'apparition de l'oligoclase, qui coïncident avec le changement structural (low microcline - high microcline) des feldspaths potassiques reli- ques dans les faciès non-déformés (Merz et al., 1989, Fig. I), indiquent un changement des condi- tions métamorphiques que l'on attribue, en accord avec les travaux de Steck (1976), Wenk (1962), Wenk et Wenk (1984) et Frey et al. (1980) au pas- sage faciès schistes verts - faciès amphibolitique. La foliation Fp s'est formée au sud du col du Lukmanier sous des conditions progrades et au nord du col pendant la culmination de l'intensité du métamorphisme. Les conditions métamorphi- ques maximales atteintes dans la partie sud de l'intrusif se placent entre la phase de foliation principale Fp et la phase de crénulation liée au rétrocharriage (Chadwick, 1968; Merz, 1989). Deux associations minérales syncinématiques ont été observées dans les zones de cisaillement du granite et de la granodiorite (Merz Arreaza, 1989). Ce sont: 1) au nord de la limite de l'apparition de l'oli- goclase: L'INTRUSIF MEDEL-CRISTALLINA: DÉFORMATION ET MODIFICATIONS CHIMIQUES 181 quartz - albite - mica blanc - sphène ± biotite ± épidote ± chlorite ± ilménite ± grenat ± calcite. (Avec comme phases reliques primaires le mi- crocline et le plagioclase [30-35% An].) 2) au sud de la limite de l'apparition de l'oligo- clase: quartz - albite - oligoclase - microcline - mica blanc - épidote ± biotite ± calcite ± sphène + grenat. L'oligoclase révèle des teneurs, à l'analyse en microsonde, de 15 à 30% An. Les micas blancs, dans les échantillons de granite déformé, sont des phengites proches de vraies muscovites (Merz Arreaza, 1989). La limite faciès schistes verts - faciès amphi- bolitique correspond au passage fragile-ductile du comportement mécanique des feldspaths. Les tex- tures mylonitiques au nord du barrage Sta. Maria (col du Lukmanier) traduisent essentiellement les transformations rétrogrades. Elles portent encore la signature de la texture magmatique, altérée et déformée de façon hétérogène. Au sud, avec la recristallisation des feldspaths, l'ensemble de la paragenèse se déforme essentiellement de façon plastique. Dans les mylonites, régulièrement ru- banées, la texture magmatique initiale est com- plètement effacée. 3. Méthodologie 3.1. ACQUISITION DES DONNÉES Dans l'ensemble, 60 échantillons du granite de Medel et 26 échantillons de la granodiorite de Cristallina ont été analysés par fluorescence X (spectromètre Philips PW 1400 du Centre d'ana- lyse minérale CAM, Université de Lausanne). Parmi les éléments traces, ceux ne dépassant pas deux fois le seuil de détection (seuil de détermi- nation selon Jenkins, 1976) ont été écartés. Les analyses du CO2 et Fe3+ ont été obtenues respec- tivement par coulométrie et par colorimetrie. La teneur en eau a été calculée d'après la perte au feu. Les 13 analyses chimiques discutées ici figu- rent dans le tableau 1 et la provenance géographi- que des échantillons correspondants dans la fi- gure 1 (pour l'ensemble des analyses, voir Merz Arreaza, 1989). 3.2. PROCÉDURE DE COMPARAISON DES ANALYSES CHIMIQUES La comparaison des analyses chimiques a fait l'objet de la mise au point d'une méthode en par- tie originale, laquelle est fondée sur les considéra- tions suivantes: L'évaluation de la quantité et de la nature des transferts de matière est étroitement liée à la définition de l'état initial non-déformé et au chan- gement volumétrique associé. La comparaison des analyses chimiques dont la somme, par définition, ferme à 100%, pose le problème des auto-corrélations. La variation d'un élément se répercute sur tous les autres éléments et ceci d'autant plus que l'élément en question a une teneur élevée (Chayes, 1964, 1971; Pearce, 1968). Pour éviter ces variations apparentes indui- tes par exemple par une variation de la silice, il faut introduire un référentiel indépendant (Bra- dy, 1975; Bonin, 1982). On peut corriger les ana- lyses chimiques en appliquant un facteur volumi- que, basé par exemple sur la géométrie (volume constant, Sicard et al., 1986), sur les minéraux insolubles (Gratter, 1983; Potdevin et Caron, 1986) ou en gardant un élément chimique cons- tant (Kerrich et al., 1977; Marquer et al, 1985). Cette dernière solution implique une mobilité négligeable pour l'élément considéré comme constant. La procédure revient donc à décrire les transferts relatifs des autres constituants chimi- ques par rapport au constituant le moins mobile (Thompson, 1974). En l'absence de marqueur décrivant des va- riations de volume entre les différents faciès de déformation, nous avons adopté l'hypothèse de la constance du volume. Nous avons recherché des éléments chimiques dont l'immobilité serait asso- ciée à des facteurs volumiques proches de 1. L'aluminium et le titane montrent, dans les zones de cisaillement étudiées, des variations de teneur très faibles correspondant à des facteurs volumi- ques variant de 0.94 à 1.05 et 0.90 à 1.06 respecti- vement. Pour notre étude nous avons choisi l'im- mobilité de l'aluminium comme référentiel. La définition de l'état initial exige une estima- tion de l'échelle à laquelle on peut le considérer comme homogène. L'homogénéité de l'état initial doit donc être précisée par des lois qui règlent la variabilité chimique, différente, par exemple pour une roche ignée que pour une roche sédimentaire. Ceci est indispensable afin de pouvoir distinguer les variations chimiques dues strictement à la dé- formation de celles provenant d'une hétérogénéi- té initiale. Dans beaucoup de travaux disponibles dans la littérature l'état initial est défini par un seul échantillon (McCaig 1984, 1987; Sinha et al., 1986; Gratier, 1979; Caron et al., 1987; Kerrich et al., 1980) ou une composition moyenne (Ker- rich et al., 1977; Winchester et Max, 1984). Les procédures de comparaison des analyses chimi- 182 C. MERZ ARREAZA ET F.-P. PERSOZ 3 'è? x s ea u CA "5 B < rt — © o\ m *© r- — nomoo — o^o — 'vmcso — o **>*CS' — CSOOVIO — OOsO S» . Cl.......... »v» — — oocimmovr-Mr-wios S© . m.......... r-o — © — oo — cim©o — oo o r- Ov CS Os so m —! o\ r* o m Os Ov — W. — * - M « X m © ci Ov O « O V» « CS — W) r- Ov r- ci i> m ' m es v, « oo — vir-ovvoMoo vi vi so >o — csvicscs — ov — oo — vir- --^ *n r* m « oo — — r- vi r- *n m es , (T) — V) — — ViMO O1 V CS vu OO — O — ooohK- M — OO V — t i*i Oy N o ! Ov C* O Ov SO V O © tn — — ci — ' OO SO ci r- fs ci — , in — Ov — — v oo o so o , vi — Ov — — v m o* Ov 00 O O vi — — es ov Ov ^. vimoomo — so~*r.vi r- m vo — es so — m — es Vv- vici — seV so m m o r- — m ». *» oven ^ — es vi es cn — es VVsovicn — sev r- r- ci es © — r>m es m — o. m — es — r- V P* m es m es va V — vi m — — V VMO vi-np-ü^csso — M-Or* — es m oo es — vi Vv-«sei — — ci Ov — Ci OCiCl- •-t-^.r.CS — M f» ClMCSCS- Vi VV- Vi M — OO CS M— MVOO- — — r* — Vi _ _< m ~ M — cs V V s© Vi M — Cl V Ov ^. ViViO- r» — CS^t^M ViM ^5 — — mVci — cs VV- vie» — MV — — Vl SO Cl — CS VV- VICI— ViV sosoMcsr- — o ~ r^ **> H M Vl ~ Cl — CS VVOOVi V OO Vi Cl — Ci V C5ûîvi6,H3ZJUZ>«K>UZUUtvîUww L'INTRUSIF MEDEL-CR1STALLINA: DÉFORMATION ET MODIFICATIONS CHIMIQUES 183 GRANITE MYLONITE ELEMENT Fig. 2 Représentation graphique de la procédure de comparaison, correspondant au calcul de SVARIA. L'état initial est exprimé par le «trend» magmatique, sous forme d'une régression polynomiale de l'élément y sur l'élément x des échantillons non-déformés a. Les hétérogénéités locales et l'erreur instrumentale induisent une variance d'erreurs autour de la courbe de régression. On assume une distribution normale des erreurs dont la moyenne est égale à zéro. La variance est estimée à partir des écarts entre les valeurs de a', calculées par la régression, et les valeurs de a observées (N.B. il ne s'agit pas de l'incertitude sur la courbe elle-même (Davis, 1973; KiM et Kohout, 1985). La distance entre l'échantillon non-déformé et l'échantillon mylonitique est comparée à l'écart-type sur la régression, ceci, afin de déterminer, si la composition de l'échantillon mylonitique est comprise dans celle des échantillons granitiques ou non. ques basées sur les paramètres de la distribution des teneurs semblent peu satisfaisantes pour les raisons suivantes: - l'utilisation de la moyenne de la distribution des teneurs comme référence (en statistique: test Z), ne tient compte ni du trend magmatique ni des hétérogénéités locales et signifierait une perte considérable d'information et peut induire en er- reur lors de l'interprétation des résultats; - l'utilisation, comme mesure de la variabilité chimique initiale, de l'écart-type de la distribution des teneurs de l'ensemble des échantillons de ré- férence, pose des problèmes lorsqu'on travaille avec un échantillon de référence fortement écarté de la moyenne; - l'utilisation d'un seul échantillon de réfé- rence ne fournit aucune mesure de la variabilité chimique initiale de la roche. Dans ce travail, les dispersions chimiques de l'état non-déformé (référentiel) d'une roche magmatique ont été définies sur la base: a) des courbes de régression polynomials, opérées sur des couples d'oxydes, lesquels décri- vent essentiellement l'évolution magmatique; b) des hétérogénéités locales et erreurs analy- tiques qui sont représentées par la dispersion des échantillons autour de la régression (Fig. 2). Cette composante de la variabilité chimique initiale est exprimée par l'écart-type de la régression. Les variations des teneurs au sein des zones de cisaillement seront comparées avec l'écart-type de la régression magmatique afin de déterminer si elles peuvent être considérées comme significati- ves par rapport à la dispersion chimique initiale et interprétées en termes de mobilités chimiques. Ce test sera d'autant plus sévère dans le cas d'une dispersion magmatique initiale élevée (trend magmatique mal défini). La procédure de comparaison est réalisée par le diagramme d'Elodie, qui se base sur le concept des diagrammes de Gresens (Gresens, 1967) et des profils de variation. Ce diagramme ne semble pas avoir d'équivalent dans la littérature et nous proposons de le nommer Elodie. Le diagramme d'Elodie (cf. par exemple Fig. 5) est un profil de variation, dont l'abcisse repré- sente les positions des échantillons au sein de la zone de cisaillement par rapport à l'échantillon non-déformé servant de référence. Les distances sont exprimées en pourcentage de la distance to- tale couverte par le profil (= distance normalisée). Ainsi des zones de cisaillement de différentes épaisseurs peuvent être comparées (Marquer, 1986). Sur l'ordonnée sont représentés les résultats du calcul des variations chimiques (SVARIA = Standardisierte Variation), qui se base sur la for- mule de Gresens. Le facteur de densité a été tenu constant à 1, étant donné que les variations de densité mesurées se situent à l'intérieur de l'er- reur maximale sur les mesures (±5%). Le facteur volumique est déterminé, dans le cas présent, en tenant un élément constant. A l'aide de l'ensemble des analyses des échantillons non-déformés on établit pour chaque élément le trend magmatique par une courbe de régression polynomiale. Vu le choix du facteur volumique basé sur l'immobilité de l'aluminium, ces régressions ont été calculées par rapport à l'aluminium. 184 C. MERZ ARREAZA ET F.-P. PERSOZ Le calcul, selon la formule de Gresens et avec le facteur volumique donné, compare, élément par élément, les échantillons gneissiques et mylo- nitiques avec l'échantillon granitique référentiel appartenant à la même zone de cisaillement. Les écarts obtenus sont pondérés par rapport au dou- ble écart-type (intervalle de confiance: 95.5%) de la régression polynomiale des échantillons grani- tiques (Fig. 2). Une erreur analytique relative et spécifique à chaque élément (En) est ajoutée à la valeur de l'écart-type, afin de tenir compte des erreurs analytiques sur les échantillons déformés. La formule des variations chimiques (ordon- née) du diagramme d'Elodie s'écrit comme suit: SVARIA=--------m(C*q>désordre Ai/Si» des feldspaths potassiques, à savoir la température et la déformation, et ceci selon un profil N-S (coupe du Val Medel, cf. fig. 1). Cette orientation est idéale puisqu'elle recou- pe perpendiculairement les isogrades du méta- morphisme alpin ( Frey et al., 1976). Bambauer et Bernotat (1982 a et b) ont mis en évidence une isograde microcline/sanidine (=low/high microcline), pour l'essentiel par une étude par XRD (X-ray diffraction) sur onze pro- fils N-S. Géographiquement, elle se situe entre l'isograde de la disparition du stilpnomélane et celle de l'apparition du staurotide (Frey et al., 1976). Us interprètent la discontinuité dans les feldspaths potassiques comme une relique d'une isograde tardi-alpine de transformation de la sa- nidine en microcline. Les conditions P-T corres- pondantes à cette transformation seraient de 45O0C (=Tdiff=température de diffusion nécessai- re au changement de l'état structural) et 3 kb. Ce brusque saut de l'état structural résulterait, de part et d'autre de l'isograde, d'une redistribution différentielle d'Al et de Si dans les feldspaths potassiques reliques lors du métamorphisme al- pin prograde. Au sud de celle-ci, une températu- re élevée (>Tdiff) aurait été atteinte durablement pour permettre le désordonnancement partiel de la topologie Al/Si. Au cours de la phase rétrogra- de, les KF auraient préservé tout ou partie de leur désordre structural. Par contre, au nord, la température n'aurait pas atteint T , voire juste atteint Tdiff, mais pendant un laps de temps très 1 La définition de cette isograde correspond à la première apparition de high microcline du nord vers le sud. réduit, ce qui aurait entraîné le maintien d'un ordre prononcé ou même une évolution vers un ordonnancement maximum (cas du low microcline). La définition de cette isograde basée sur l'é- volution du KF en phase minérale relique lors d'un métamorphisme ultérieur peut prêter à con- fusion. La nature structurale et chimique du KF pré-métamorphique demeure hypothétique et l'on postule souvent abusivement qu'elle fut identique dans tous les cas. De plus, il demeure nombre d'incertitudes sur les évolutions possi- bles d'un état initial (ordre<->désordre Ai/Si et composition Or-Ab-An%) en fonction du gradient métamorphique subi et/ou de la défor- mation strictement mécanique. Aussi était-il intéressant de reconsidérer, dans un petit secteur, les résultats de Bambauer et Berno- tat afin de tenter de répondre aux questions sui- vantes: - Quelle est la nature exacte de cette isograde sur un profil situé au Val Medel (fig. I), à savoir: degré d'ordre <-> désordre Ai/Si et composi- tion des polymorphes de KF sensés être "stables" de part et d'autre de cette ligne de transition dis- continue ? " - La phase structurale dominante, aussi bien au nord qu'au sud de l'isograde, coexiste-t-elle avec une phase structurale mineure ? - De quelle manière les effets propres ou con- joints du métamorphisme et de la déformation affectent-ils le tracé de cette isograde ? - Est-il possible de postuler l'état initial (anté-alpin) du KF relique et, par ce biais, de préciser la polarité de réaction, le chemin d'or- donnancement ou de désordonnancement au cours du métamorphisme alpin? Pour ce faire, le granite de Medel a été échan- tillonné le long de la route du Val Medel et au sud du col du Lukmanier selon un profil N-S, en choisissant des faciès porphyroïdes préservés et des zones de gneissification et de cisaillement ré- sultant de la déformation alpine synschisteuse et hétérogène (ci-dessous dénommés gneiss). Dans la mesure du possible, on a essayé de prélever des couples d'échantillons "granite-gneiss" à la même latitude. Le secteur échantillonné se situe entièrement au sud de l'isograde de Bambauer et Berno- tat. Ceci est intentionnel, car le tracé de l'iso- grade de Bambauer et Bernotat (1982 b, fig. 2) se fonde apparamment sur un seul échantillon de high microcline (relique?) analysé dans les or- thogneiss du "vieux socle", bien que la transition généralisée, de low à high microcline, telle que nous l'avons constatée, se place plus au sud, à l'intérieur du granite de Medel. GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 361 1.2. CADRE GÉOLOGIQUE Le granite de Medel constitue avec la grano- diorite de Cristallina et la diorite d'Ufiern (ne figure pas sur la fig. 1 ) un complexe intrusif tardi- hercynien, daté à 315 Ma. (U235/Pb207, Grü- nenfelder, 1962) (fig. I). Mis en place sur la bordure SE du Massif du Gothard, il est discor- dant par rapport aux structures hercyniennes du socle encaissant composé d'ortho- et de para- gneiss, d'âge pré-westphalien. Le profil étudié suit le Val de Medel, le long duquel le corps granitique montre son extension N-S maximale d'environ 8 km. Deux affleure- ments, situés sur l'extrémité sud du Massif du Gothard, permettent de prolonger le profil au sud du col du Lukmanier. Les déformations enregistrées par ce granite sont certainement alpines, notamment la folia- tion qui se poursuit dans les séries mésozoïques de la couverture du Massif du Gothard. Grâce à l'hétérogénéité de la déformation alpine, expri- mée par plusieurs systèmes de cisaillements duc- tiles et une-foliation penetrative, le granite pré- sente encore des zones non déformées à caractè- re magmatique relique (Merz, 1989). L'intensité wn- ^3 ^5 WM- E3« EE2- Fig. I Situation géographique et géologique du profil échantillonné (secteurs encadrés): 1 = domaine pennique, 2 = couverture mésozoïque du Massif du Gothard, 3 = ortho- et paragneiss du Massif du Gothard, 4= granite de Medel, 5 = zone d'Urseren, 6 = granodiorite de Cristallina, a = isograde sanidine/ microcline de Bambauer et Bernotat (1982 a et b), ctd = isograde de l'apparition du chloritoïde, st = iso- grade de l'apparition de la staurotide. du métamorphisme alpin augmente du nord vers le sud. Il se manifeste par une zonation méta- morphique concentrique autour du noyau "lé- pontin" hautement métamorphique. L'isograde de l'apparition du chloritoïde (400° et 3 kb) se situe sur la bordure sud du Massif de l'Aar, quel- ques kilomètres au nord du complexe intrusif Medel-Cristallina. Celle de l'apparition du stau- rotide (500°-550° et 5 kb) coupe le profil du Val Medel au niveau du col du Lukmanier (Frey et al., 1976). 1.3. PÉTROGRAPHIE ET MÉTAMORPHISME 1.3.1. Le KF du faciès granitique La composition modale primaire du granite de Medel varie peu. Les constituants principaux sont, en proportions égales, le quartz, le plagio- clase et le feldspath potassique (KF), auxquels s'ajoutent 5-10% de biotite et les minéraux accessoires tels que le zircon, le sphène, l'alla- nite, l'apatite, le rutile et les opaques (fig. 2). Le feldspath potassique est perthitique, macie Carls- bad, et sa taille peut atteindre 2.5 cm. Il présente soit le quadrillage typique du microcline, soit un aspect trouble et tacheté avec des microdomai- nes dans lesquels se développe un quadrillage particulier, caractérisé par un aspect flou et des éléments de macie de dimensions variables. Les phénocristaux sont quelquefois légèrement cor- rodés et englobent des prismes idiomorphes de plagioclase et des grains de quartz. Dans les feld- spaths potassiques les perthites s'interpénétrent soit en bandes, soit en flammèches jusqu'à par- fois constituer trois «réseaux» distincts. Les per- thites en taches et maclées sont moins fréquen- tes. Parfois les interfaces entre deux cristaux de KF sont occupées par des "swapped rims" (Ram- berg, 1962). L'exsolution du Na (perthite) sem- ble aller de pair avec une décalcification des pla- gioclases: les teneurs en An% maximales des pla- gioclases primaires sont de l'ordre de 30%, mais la plupart des plagioclases sont en général com- plètement saussuritisés et transformés en albite. Au contact des feldspaths potassiques le plagio- clase montre une couronne d'albite pure bour- geonnante vers l'intérieur du feldspath potassi- que. Le réseau de perthites avoisinant est pertur- bé et moins dense. Une albitisation du feldspath potassique se produit au contact avec la biotite chloritisée. La transformation du feldspath po- tassique en albite en échiquier est relativement rare. Les transformations décrites ci-dessus sont antécinématiques par rapport à la déformation 362 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ Fig. 2 Texture du granite de Medel non déformé de la bordure nord du complexe intrusif (M108). La texture massive et hétérogranulaire montre les phénocristaux idiomorphes de feldspath potassique et des plagioclases saussuritisés en agrégat de prismes imbriqués. Les interstices sont remplis par le quartz et les paillettes enchevê- trées de biotite brune. Autres explications dans le texte. alpine. La question de savoir, s'il s'agit de trans- formations deutériques ou éocinématiques, et dans quelle mesure, reste ouverte. 1.3.2. Le KF du faciès gneissique Les déformations au sein du granite se sont produites dans les conditions du faciès des schis- tes verts au nord du col du Lukmanier et faciès des amphibolites au sud. Elles conduisent à la formation d'un orthogneiss (fig. 3) et, locale- ment, à des mylonites et ultramylonites. Les mylonites et ultramylonites, dont la granulo- metrie trop fine ne permettait pas un prélève- ment correct du matériel d'analyse, n'ont pas été prises en considération. Le KF montre un comportement essentielle- ment rigide. Une extinction roulante peut être GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 363 »V Micas <* Mlcro- cisaillement ÎV Fig. 3 Texture du granite de Medel déformé de la bordure nord du complexe intrusif (MlOl). Les transforma- tions métamorphiques syncinématiques sont rétrogrades. Le plagioclase est complètement saussuritisé et il en résulte un amalgame de sericite, clinozoïsite, albite et quartz allongé en rubans lenticulaires. La biotite est chloritisée et parfois transformée en épidote. Le quartz subit une déformation plastique intracristalline. Plagio- clase, quartz et micas représentent le support ductile de la déformation conduisant à la formation des plans de foliations et de microcisaillements. Autres explications dans le texte. observée parfois dans les clastes situés au voisi- nage direct des microcisaillements, et des sous- grains apparaissent dans les sites de haute défor- mation. Les KF se fracturent selon des plans con- jugués obliques aux microcisaillements. Les fissu- res sont soudées par des recristallisations de quartz, albite, mica blanc en peigne, allongés per- pendiculairement aux plans de fracture. Une al- bitisation intense a lieu le long de ces fractures. Le développement de l'albite en échiquier y est rare. Par contre les interfaces de deux feldspaths potassiques peuvent être le lieu d'apparition de sous-grains albitiques, parfois maclés polysynthé- tiquement. A partir des marges albitisées se dé- veloppent également des bandes granoblastiques albitiques. Les deux mécanismes, cataclase et al- bitisation, tendent à arrondir et réduire la taille des phénoclastes. 364 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ a' ^v Kf Fig. 4 Texture du granite de Medel déformé de la bordure sud du complexe intrusif (M 127). Explications dans le texte. - A l'approche de Pisograde de l'apparition du staurotide, les changements suivants inter- viennent (cf. fig. 4): Dans les niveaux granoblastiques en plus de l'albite, cristallise de plus en plus fréquemment l'oligoclase. Environ trois kilomètres au nord de l'isograde de l'apparition du staurotide, on ob- serve la recristallisation de l'oligoclase à partir du plagioclase primaire saussuritisé. Dans les lits micacés des mylonites apparaissent des blastes syn- à postcinématiques d'albite ou d'oligoclase. En ce qui concerne l'évolution du plagioclase, nos observations concordent avec celles de Steck (1976). - Simultanément apparaissent de rares grano- blastes syn- à postcinématiques isolés de micro- cline quadrillé disséminés dans la matrice blasto- mylonitique. L'absence de perthite et d'albitisa- GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 365 tion, la qualité du quadrillage ainsi que leurs joints en points triples les distinguent des phé- noclastes de KF primaire. Néanmoins nous n'avons pas pu constater une recristallisation généralisée du KF comme le décrit Voll (1976) dans la région de la bordure sud du massif du Gothard. - Les perthites d'exsolution recristallisent sous forme de mica blanc et de quartz avec albiti- sation du KF avoisinant, à partir du Col du Luk- manier en direction du Sud. - Vers le sud disparaissent progressivement les KF à quadrillage caractéristique uniformé- ment distribué dans l'ensemble du cristal. - Le KF est progressivement remplacé par l'albite et, vers le sud, par l'oligoclase et le quartz. L'ensemble recristallise en agrégats poly- gonaux avec, au cœur, le KF relique à l'état squelettique. ^ La taille moyenne des Wastes de quartz et mica augmente, avec cristallisation de plus en plus fréquente d'une seconde génération de mi- cas postcinématiques. La culmination du métamorphisme alpin a été atteinte pendant (bordure nord de l'intrusif) et après (à partir du col vers le sud) la phase princi- pale de déformation, ceci en accord avec de nom- breux auteurs (par exemple Chadwick, 1968; Th AKUR, 1973). 1.4. RAPPEL THÉORIQUE SUR L'ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS ALCALINS Grâce aux travaux pionniers de Goldsmith et Laves (1954 a et b), Orville (1967), Megaw (1956, 1974), Kroll (1971, 1973), Stewart et Wright (1974) et Eggleton et Buseck (1980), le formalisme de l'expression du degré d'ordre <-> désordre Ai/Si des feldspaths alcalins est bien établi sur une base topologique affinée qui permet, par l'intermédiaire de l'analyse par diffraction des rayons X, de caractériser avec grande précision l'état structural d'un composé. On trouvera dans Kroll et Ribbe (1983), Ribbe (1983 a et b, 1984) et Parsons et Brown (1984) d'excellentes revues précisant la signification des équations et des paramètres utilisés dans le présent travail. Il convient cependant de rappeler certains éléments de ce formalisme utilisés dans le cadre de cette étude. Un composé d'ordre maximum (low albite, low microcline) est caractérisé par les paramètres suivants: tlo=l et tlm+t2o+t2m=0. Ceci désigne le fait que la probabilité de trouver l'unique atome d'Al disponible dans le site TlO est maxi- male, ce qui par définition est l'expression d'un ordre idéal. Un composé d'ordre intermédiaire, de moindre triclinicité, s'exprime par une évolu- tion de cette probabilité structurale dans le sens où tlo>tlm»t2o+t2m (leur somme devant être égale à 1). Les équations utilisées pour calculer ces paramètres en fonction des paramètres de maille directs et réciproques sont celles de Kroll et Ribbe (1983). L'indice A de Gold- smith et Laves (1954 b) permet de caractériser approximativement, à partir des raies 131 et 131, l'indice de triclinicité d'une phase; il vaut O pour une symétrie monoclinique et 1 pour une triclini- cité maximale. L'indice de Kroll (1973) Atr(Â) = Tr[IlO](A) - Tr[IlO](A) est égal à 0 pour un état monoclinique maximal (high sanidi- ne) et égal à 0.2905 pour un état triclinique maxi- mal (low microcline). L'indice «strain index» de Stewart et Wright (1974) A(A) est utilisé en tant que test de normalité de la maille élémentai- re. L'estimation de la composition Or% peut se calculer via le volume (Â)3 ou selon la position angulaire de la raie 201 (Orville, 1967; Kroll et Ribbe, 1983) 2. Résultats 2.1. ACQUISITION ET TRAITEMENT DES DONNÉES A la suite d'une étude cartographique, struc- turale et pétrographique (Merz, 1989), 44 échantillons (27 en faciès non déformé et 17 en faciès déformé) ont été sélectionnés suivant le profil tracé sur la figure 1. Quelques échantillons ont été analysés à la microsonde. Après examen optique minutieux, une extraction de KF, de l'or- dre de 5-10 mg, a été effectuée par fraisage. Suite à un bref broyage au mortier et à une homogé- néisation du standard interne (Si métal), chaque prise fut montée sur un support de verre. L'analyse fut produite par un diffractomètre XRD RIGAKU (système automatisé ROTA- FLEX D/max-B) implanté au laboratoire RX de l'Institut de Minéralogie (Université Lausanne). Grâce à un programme de pilotage très affiné, tous les échantillons furent soumis à la diffrac- tion dans des conditions strictement compara- bles, à savoir: enregistrement de 15° à 70°(29); pas: 0.01° (26); constante de temps: 1 sec; vitesse: 2°(20)/min; \ 1.54178(A)-(Cu Ka); KV = 40; mA = 30. Fente 1:1; fente 2:0.15; fente 3:1. 366 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ Par la suite les spectres bruts digitalisés sont soumis à un traitement de données afin, principa- lement, d'éliminer le bruit de fond, de procéder à un lissage et d'éliminer la contribution de Ka2. Le programme «Peak Search» permet rapide- ment d'obtenir un listing des raies de diffraction (Cu Ka 1) ainsi qu'un diffractogramme. Après contrôle de la standardisation interne, l'indexation des réflexions est effectuée par l'in- termédiaire des standards de Borg et Smith (1969), repris par Smith (1974). On considère un nombre maximal de raies afin, via le programme LATCON, de calculer les paramètres de maille directs et réciproques. On accorde une attention particulière à la_position_et à la morphologie des pics: 201,131,131, 060, 204 (méthodes de Gold- smith et Laves (op. cit), Wright (op. cit.) et Stewart et Wright (op. cit). La difficulté majeure de l'indexation provient du fait que nombre d'échantillons révèle un mé- Tab. 1 Paramètres de la maille élémentaire avec l'erreur sur le calcul et positions des pics caractéristiques des échantillons analysés du profil du Val Medel. D = échantillon déformé, ND = échantillon non déformé, * = angle 20 Cu Ka1 observé. Les différences antre les angles 29 observés et calculés ne sont pas significatives. sauple Coord.Y Coord.X a b C alpha beta qarna 20-4 060 131 "1-31 D/N0 m [Â] m M W M [2 6]* [2B)* [2B]* [2B]* HlOB 165.400 707.375 8.562 12.962 7.219 90.61 115.94 87.66 50.54 41.82 29.52 30.24 ND V- 0.006 0.007 0.003 0.07 - 0.05 0.05 H277 165.335 707.000 8.591 12.975 7.210 90.24 115.53 90.05 50.54 41.72 29.86 D V- 0.023 0.027 0.012 0.32 0.23 0.30 «27? 165.250 707.000 8.571 12.961 7.217 90.72 115.90 87.68 50.54 41.80 29.46 30.20 NO V- 0.004 0.003 0.002 0.03 0.03 0.03 H300C 165.125 707.075 8.568 12.961 7.221 90.60 115.89 87.70 50.52 41.80 29.44 30.22 ND V- 0.005 0.004 0.003 0.04 0.03 0.04 H300B 165.125 707.075 8.564 12.964 7.220 90.62 115.86 87.67 50.54 41.80 29.44 30.20 D V- 0.005 0.005 0.003 0.05 0.04 0.04 MlOl 165.100 706.975 8.563 12.969 7.225 90.67 115.94 87.60 50.50 41.62 29.40 30.22 D V- 0.004 0.005 0.003 0.06 0.04 0.05 mio 164.875 707.080 8.5B2 12.961 7.219 90.60 115.79 87.76 50.50 41.78 29.38 30.20 D V- 0.011 0.012 0.006 0.14 0.13 0.09 H282E 164.825 706.675 8.569 12.960 7.221 90.63 115.92 87.66 50.52 41.80 29.42 30.22 ND V- 0.005 0.005 0.003 0.05 0.03 0.04 K282C 164.825 706.675 8.567 12.966 7.220 90.53 115.97 87.76 50.54 41.60 29.42 30.22 D V- 0.006 0.004 0.002 0.05 0.03 0.05 «516 164.375 706.175 8.582 12.950 7.207 90.93 115.94 87.65 50.63 41.83 29.50 30.18 D V- 0.011 0.010 0.005 0.14 0.12 0.01 Ml 12 164.010 706.100 8.574 12.969 7.221 90.60 115.88 87.64 50.52 41.76 29.42 30.20 ND V- 0.007 0.008 0.005 0.08 0.10 0.06 «52 164.010 706.100 8.570 12.959 7.217 90.54 115.70 87.79 50.54 41.62 29.42 30.22 ND V- 0.004 0.003 0.001 0.03 0.02 0.03 nui 163.400 706.025 8.567 12.972 7.221 90.69 115.95 87.60 50.54 41.60 29.44 30.22 ND V- 0.006 0.006 0.003 0.05 0.03 0.06 H2SSI 163.350 706.000 8.573 12.978 7.215 90.56 115.76 87.81 50.56 41.76 29.38 30.12 D V- 0.009 0.010 0.005 0.09 0.06 0.08 M285H 163.350 706.000 8.570 12.970 7.216 90.11 116.40 89.64 50.56 41.76 29.86 ___ D V- 0.007 0.010 0.005 0.11 0.13 0.11 «121 163.325 706.000 8.578 12.959 7.209 89.81 116.27 89.92 50.64 41.76 29.84 D V- 0.006 0.007 0.003 0.09 0.09 0.05 M117A 163.100 706.000 8.568 12.966 7.218 90.49 115.88 87.81 50.52 41.76 29.42 30.22 ND V- 0.007 0.007 0.004 0.07 0.06 0.05 M117B 163.100 706.000 8.558 12.955 7.208 90.67 115.86 87.56 50.64 41.86 29.42 30.22 ND V- 0.007 0.007 0.005 0.07 0.06 0.05 «514 162.575 705.800 8.554 12.975 7.214 90.74 115.83 87.66 50.56 41.72 29.48 30.20 ND V- 0.010 0.013 0.007 0.12 0.08 0.07 GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 367 lange de KF, d'état structuraux distincts et co- existant au sein d'un même macrocristal (par ex: une dominante de low microcline et une phase subordonnée de high microcline). Ceci peut se traduire par la coexistence de trois ou quatre raies de la famille (131). Après indexation et vérifications, les angles 20 ainsi que les hkl con- stituent le fichier d'entrée du programme LAT- CON (LATtice CONstants refinement by the least square refinement method, copyright Prof. D. Schwarzenbach, Inst, de Cristallographie, Université Lausanne). Les paramètres de maille ainsi obtenus, de même que d'autres données diffractométriques (positions 26 de 201, 131 et 131), sont traitées par le programme FEALC (copyright Labo RX, Lausanne) qui permet d'obtenir, avec une extension graphique, les pa- ramètres structuraux nécessaires ainsi qu'une estimation de la composition (Or%) du composé analysé (tab. I et 2). Tab. 1 (cont.) simple Coord.y Coord.x a [A] [R] M515A M515B M509H M513L «512 «124 «293 M301B «301ID «125 «I27A M127B «3221 «3222 «317 M316C «316C2 «327 W207 M128A M128B «129B «129 «130 162.575 162.575 162.200 161.250 161.075 161.075 161.075 160.600 160.600 160.550 160.350 160.350 160.175 160.175 160.025 160.000 160.000 159.975 155.325 155.600 155.600 154.650 154.650 154.650 705.800 V- 705.800 V- 705.650 V- 704.925 V- 704.875 V- 704.875 V- 704.650 V- 704.175 V- 704.175 V- 704.550 V- 704.650 V- 704.650 V- 704.625 V- 704.625 V- 704.625 V- 704.625 V- 704.625 V- 701.325 V- 703.500 V- 705.000 V- 705.000 V- 706.500 V- 706.500 V- 706.450 V- B.575 0.015 8.585 0.006 8.565 0,007 8.569 0.012 8.564 0.010 8.573 0.007 8.546 0.014 8.570 0.005 8.576 0.004 8.569 0.013 8.566 0.007 8.569 0.010 8.574 0.003 8.581 0.00B 8.593 0.005 8.574 0.014 8.566 0.010 8.583 0.010 8.562 0.011 8.615 0.008 8.589 0.011 8.572 0.013 8.568 0.007 8.566 0.007 12.958 0.010 12.945 0.007 12.963 0.007 12.967 0.019 12.966 0.016 12.964 0.008 12.996 0.017 12.985 0.010 12.977 0.006 12.954 0.014 12.966 0.010 12.975 0.013 12.977 0.005 12.969 0.008 12.97B 0.006 12.967 0.016 12.987 0.011 12.993 0.011 12.974 0.014 12.980 0.009 12.935 0.014 12.966 0.018 12.966 0.011 12.968 0.013 c alpha beta gamia 20-4 060 131 1-31 D / ND [ft] [°,] M M [2 81* [2 9]* [2 A]* [2 9]* 50.56 41.82 29.52 30.18 D 50.63 41.85 29.55 30.21 D 50.68 41.78 29.86 ..... ND 50.60 41.78 29.52 30.08 ND 50.64 41.76 29.94 ..... ND 50.72 41.76 29.84 ..... ND 50.60 41.70 29.86 ..... D 50.58 41.72 29.82 ..... ND 50.60 41.74 29.84 -— D 50.64 41.82 29.86 ..... ND 50.60 41.78 29.54 30.32 ND 50.74 41.74 29.82 —-- ND 50.62 41.72 29.80 ..... ND 50.62 41.74 29.86 ..... ND 50.62 41.74 29.80 -— ND 50.68 41.76 29.86 ..... D 50.74 41.70 29.80 ..... D 50.74 41.66 29.82 —-- ND 50.58 41.78 29.52 30.00 ND 50.50 41.72 29.64 30.02 D 50.60 41.88 29.54 30.10 D 50.66 41.74 29.92 ..... ND 50.62 41.76 29.84 ------ D 50.60 41.78 29.80 ------ ND 7.219 0.005 7.204 0.004 7.205 0.003 7.206 0.008 7.210 0.006 7.199 0.004 7.212 0.008 7.212 0.004 7.211 0.002 7.209 0.007 7.213 0.004 7.213 0.005 7.208 0.002 7.210 0.004 7.206 0.003 7.208 0.007 7.193 0.005 7.199 0.004 7.215 0.007 7.225 0.004 7.210 0.007 7.197 0.008 7.208 0.005 7.210 0.005 90.62 0.09 90.B3 0.07 89.94 0.09 90.83 0.14 90.21 0.23 89.88 0.09 90.35 0.27 90.09 0.11 90.16 0.06 89.88 0.15 90.29 0.16 90.00 0.14 90.01 0.05 90.16 0.09 89.98 0.06 89.95 0.23 B9.93 0.12 90.07 0.11 90.65 0.22 90.46 0.08 90.80 0.18 89.82 0.35 89.90 0.17 89.93 0.14 116.01 0.09 115.88 0.05 116.19 0.05 115.78 0.10 116.00 0.15 116.11 0.05 115.61 0.27 116.06 0.08 116.07 0.06 116.17 0.11 116.13 0.11 116.17 0.12 116.00 0.03 116.12 0.06 115.96 0.04 116.27 0.17 115.93 0.0B 115.99 0.11 115.83 0.09 116.09 0.06 115.83 0.15 116.30 0.19 116.12 0.09 116.27 0.09 87.76 0.09 87.67 0.05 69.80 0.07 87.81 0.12 89.87 0.21 89.95 0.07 89.96 0.26 89.91 0.09 89.76 0.06 89.90 0.15 87.94 0.10 89.78 0.14 B9.B8 0.05 89.76 0.06 90.12 0.05 89.67 0.15 90.04 0.11 89.88 0.11 88.01 0.29 88.61 0.10 B7.9B 0.10 89.94 0.25 89.96 0.10 89.74 0.15 368 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ Tab. 2 Nombre de pics utilisés pour le programme LATCON, volume, composition chimique, paramètres de la distribution de Al dans les sites tetraédriques et normalité de la maille élémentaire des échantillons analysés du profil du Val Medel. Significations des données: voir texte. mole% Or: calculé d'après 201 mole% Or *: calculé d'après le volume de la maille D= échantillon déformé, ND= échantillon non déformé simple Coord.Y Coord.X Spies vol we [mo U] Wr [ROlZ] tlo tl» 2t2 Atr Tr[IlO] Tr[I-IO] sR D/ND M08 165.400 707.375 22 719.83 95.78 0.99 0.01 0.00 0.29 7.91 7.62 0.02 KD «277 165.335 707.000 13 725.23 85.77 0.44 0.45 0.11 0.00 7.78 7.78 0.01 D «279 165.250 707.000 17 720.60 93.94 0.98 0.01 0.00 0.29 7.91 7.62 0.04 ND roooc 165.125 707.075 24 720.78 93.94 0.99 0.00 0.00 0.29 7.91 7.62 -0.01 KD H300B 165.125 707.075 22 720.68 97.62 0.99 0.01 0.00 0.29 7.91 7.62 0.00 D KlOl 165.100 706.975 15 720.90 92.09 1.00 0.00 0.00 0.30 7.92 7.62 -0.07 D mio 164.875 707.080 15 722.42 99.50» 0.97 0.01 0.02 0.28 7.91 7.63 0.06 D «282E 164.825 706.675 31 720.66 97.62 1.00 0.00 .0.00 0.29 7.91 7.62 0.02 KD N2B2C 164.B25 706.675 17 720.42 92.09 0.96 0.01 0.03 0.28 7.91 7.63 -0.07 D «516 164.375 706.175 10 719.64 96.70 0.96 0.04 0.00 0.29 7.91 7.62 0.14 D «112 164.010 706.100 20 721.78 99.46 0.99 0.01 0.00 0.29 7.92 7.62 -0.03 KD «52 164.010 706.100 17 720.46 93.93 0.95 0.01 0.03 0.28 7.91 7.63 0.05 KD «116 163.400 706.025 20 720.91 95.78 1.00 0.00 0.00 0.30 7.92 7.62 •0.06 KD «2851. 163.350 706.000 14 722.43 97.62 0.92 0.08 0.00 0.27 7.91 7.64 -0.04 D M285H 163.350 706.000 12 718.44 91.03 0.53 0.40 0.06 0.04 7.80 7.75 -0.01 D «121 163.325 706.000 19 718.60 91.03 0.47 0.45 0.08 0.01 7.78 7.77 0.10 S NU7A 163.100 706.000 22 720.86 99.46 0.94 0.02 0.04 0.27 7.91 7.63 0.01 KD «117B 163.100 706.000 26 718.47 97.62 0.98 0.02 0.00 0.30 7.91 7.61 0.13 KD «514 162.575 705.800 16 720.07 93.93 0.95 0.05 0.00 0.29 7.92 7.92 -0.05 KD M515A 162.575 705.800 18 720.35 99.46 0.97 0.02 0.01 0.28 7.91 7.63 0.05 D «515B 162.575 705.800 17 719.72 94.86 0.96 0.04 0.00 0.29 7.91 7.62 0.16 D K509H 162.200 705.650 16 717.84 91.03 0.48 0.41 0.12 0.02 7.78 7.76 0.11 ND «5131. 161.250 704.925 14 720.45 93.90« 0.91 0.09 0.00 0.10 7.80 7.70 0.16 KD «512 161.075 704.875 12 719.57 91.03 0.48 0.43 0.09 0.02 7.78 7.76 0.08 ND «124 161.075 704.875 17 718.44 91.03 0.43 0.41 0.16 0.01 7.77 7.77 0.14 KD «293 161.075 704.650 12 722.27 69.99 0.44 0.41 0.15 0.00 7.78 7.77 -0.15 D «301B 160.600 704.175 17 720.97 89.28 0.46 0.42 0.13 0.01 7.78 7.77 -0.06 ND «30110 160.600 704.175 13 720.84 89.28 0.49 0.39 0.11 0.03 7.79 7.76 0.01 D «125 160.550 704.550 12 71B.20 94.54 0.48 0.45 0.07 0.01 7.77 7.76 0.13 ND «127A 160.350 704.650 14 718.72 89.28 0.90 0.03 0.07 0.26 7.90 7.64 0.05 ND «127B 160.350 704.650 16 719.77 91.03 0.49 0.41 0.10 0.03 7.79 7.76 0.00 ND «3221 160.175 704.625 16 720.83 91.03 0.46 0.41 0.13 0.02 7.78 7.77 0.05 KD «3222 160.175 704.625 14 720.43 92.79 0.50 0.40 0.10 0.03 7.79 7.76 0.07 ND «317 160.025 704.625 15 722.53 91.03 0.40 0.45 0.15 0.00 7.78 7.79 0.06 ND M316C 160.000 704.625 13 718.59 96.30 0.51 0.38 0.11 0.04 7.79 7.75 0.11 D «316C2 160.000 704.625 17 719.67 89.28 0.37 0.38 0.25 0.00 7.78 7.78 0.10 D «327 159.975 701.325 14 721.61 89.28 0.41 0.36 0.23 0.02 7.79 7.78 0.04 KD «207 155.325 703.500 17 720.94 93.94 0.88 0.04 0.08 0.25 7.90 7.65 -0.03 KD M128A 155.600 705.000 18 725.35 100.0* 0.77 0.20 0.02 0.17 7.88 7.70 0.02 D M128B 155.600 705.000 10 720.57 94.20« 0.92 0.06 0.02 0.25 7.89 7.64 0.19 D «129B 154.650 706.500 12 717.11 89.28 0.42 0.40 0.18 0.01 7.78 7.77 0.13 ND «129 154.650 706.500 13 718.99 87.53 0.45 0.44 0.11 0.01 7.77 7.77 0.07 D «130 154.650 706.450 14 718.19 96.30 0.50 0.40 0.10 0.03 7.79 7.75 0.09 ND 2.2. PRESENTATION DES RESULTATS Les résultats suivants sont établis sur l'analyse des phases dominantes, négligeant les phases subordonnées, dont les spectres ne permettent pas le calcul de la maille élémentaire. 2.2.1. Indice de triclinicité (fîg. 5) Une symétrie monoclinique n'a pas été mise en évidence. Deux états structuraux, low micro- cline et high microcline, apparaissent séparés par une nette lacune dans leurs degrés de triclinicité. Tout au long du profil, on note la présence paral- lèle d'états structuraux de haute triclinicité et d'états structuraux submonocliniques. Les low microclines montrent une baisse de triclinicité avec l'augmentation de l'intensité du métamor- phisme. Dans le faciès non déformé, les low microcli- nes sont remplacés progressivement par des high microclines en se déplaçant vers le sud. Dans le faciès déformé, l'évolution N-S est similaire mais le high microcline apparaît un peu plus au nord. GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 369 O LOW MICROCLINE DANS FACIES NON DEFORME A LOW MICROCLINE DANS FACIES DEFORME D HIGH MICROCLINE DANS FACIES NON DEFORME V HIGH MICROCLINE DANS FACIES DEFORME -P 1.0 •ri U •ri ¦5 0-5 r-1 : s N ¦ L 0.0 -P :m >WM Dv V: 154 156 158 160 162 164 166 coordonnées Fig. 5 Variations de l'indice de triclinicité D (Gold- smith et Laves, 1954 b) le long du profil du Val .Medel. Les coordonnées correspondent au réseau national géographique suisse. La lacune d'échantillon- nage entre les coordonnées 156 et 160 s'explique par la présence de la couverture mésozoïque du Massif du Gothard. Il existe donc une corrélation positive entre l'état structural et la composition moléculaire, exprimée par une augmentation de la teneur en Na avec le désordonnancement structural. 2.2.3. Strain index A a(Â) (fig.7) Le test de normalité de la maille élémentaire proposé par Stewart et Wright (1974) compa- re le paramètre a(Â) de la maille élémentaire estimé à partir des paramètres b(Â) et c(Â) et le même paramètre a(Â) obtenu à partir de la posi- tion de la raie 201 (a(Â) observé). La différence A a(Â) = (a(Â) observé - a(Â) estimé) est consi- dérée par ces auteurs comme normale si +0.05>Aa >-0.05. En dehors de ces valeurs, le ré- seau cristallin apparaît comme déformé. Ceci peut être dû par exemple à la présence d'un ré- seau dense de cryptoperthites. Les A a(Â) des low microclines des faciès gra- nitiques sont dans l'ensemble plus petits que ceux des low microclines des faciès gneissiques, mais pour la plupart des échantillons, restent compris entre -0.05 et 0.05 À. 2.2.2. Composition mole % Or (Orville 1967, Kroll et Ribbe 1983) (fig.6) La variation globale de mole Or% dans l'en- semble des échantillons est comprise entre 85 et 100%. Les low microclines ont une teneur en mole Or% généralement plus élevée que les high microclines dont la teneur en mole Or% ne dé- passe pas 96%. En parallèle on note une tendan- ce à la baisse de mole Or% du nord vers le sud. Les low microclines des faciès gneissiques sont plus riches en Na que les low microclines des faciès granitiques. Par contre, parmi les high microclines, on ne distingue pas de variation systématique de composition. s« i-l 90 ,tLJI .......züo'ü'a". : & Ok J3r\ ¦ v AoAo-Bo o o e¦ mm ? v ¦ ? Kffijyl :v . s ..........N v: ISB 160 162 coordonnées Fig. 6 Variations de la composition en mole% Or (Orville, 1967; Kroll et Ribbe, 1983) le long du profil du Val Medel. 156 160 162 coordonnées Fig. 7 Variations du «strain index» A a[Â] Stewart et Wright (1974) le long du profil du Medel. de Val Par contre les high microclines montrent en général un A a(Â) s'écartant de la gamme de normalité; ceci pourrait s'expliquer par leurs plus fortes teneurs en Na et par leur hétérogénéité structurale (Eggleton et Buseck, 1980). A l'é- chelle interne du cristal, d'état structural méta- stable, la coexistence de microdomaines (ortho- se, high microcline, low microcline etc.) se pré- sente par l'intermédiaire d'une maille statistique- ment perturbée. La dispersion des valeurs de A a(Â) est con- stante le long du profil et de ce point de vue il ne se dessine aucune évolution en fonction du gra- dient métamorphique. 370 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ Notons encore que Ie seuil de +/-0.2 Â, qui autorise selon Stewart et Wright (op. cit.) le calcul représentatif de la maille élémentaire, n'est pas dépassé. 2.2.4. Indice de Kroll en fonction du volume (fig.8) L'ordonnancement de la distribution d'Al dans les KF se traduit à la fois par une contrac- tion et par une expansion des dimensions de la maille élémentaire. La contraction maximale se rencontre le long de l'axe [110] et l'élongation maximale le long de l'axe [110], du fait que Al tend à se placer préférentiellement dans les sites TlO situés sur l'axe [HO]. Par contre, dans les KF monocliniques la dis- tribution de l'Ai est répartie de manière égale sur les différents sites le long des axes [110] et [1Ï0]. Les longueurs unitaires des deux axes sont identiques et A tr égal à zéro. La comparaison des dimensions de la maille élémentaire selon [110] et [110] donne une esti- mation de (tlo - tlm ) et donc du degré d'ordon- nancement de la distribution Ai/Si. Le contraste d'état structural entre les high microclines et les low microclines se marque net- tement selon l'indice de Kroll (1973). Le high microcline montre une plus grande variation volumique que le low microcline et ceci indépendamment du faciès considéré (granite ou gneiss). »< 0.35 Par contre, parmi les low microclines, la va- riation volumique semble plus grande dans le fa- ciès granitique que dans le faciès gneissique. Etant donné que le volume dépend de la composition du feldspath, on constate à nouveau que l'ordonnancement s'accompagne d'une pos- sible expulsion du Na et le désordonnancement d'un possible enrichissement en Na. 11 apparaît également que le principal catalyseur des varia- tions volumiques ou compositionnelles doit être le changement structural régi par le métamor- phisme. Le rôle de la déformation et de l'état structural initial sera discuté plus bas. 2.2.5. Probabilités d'occupation des sites TlO, TlM et T2 (fig. 9 et 10) Dans les low microclines la probabilité d'oc- cupation des sites TlO et TlM varie entre 0.9 et 1 et demeure constante tout le long du profil. Par contre le high microcline présente une probabili- té d'occupation des sites TlO et TlM légère- ment inférieure, entre 0.8 et 0.95, qui a tendance à s'abaisser en direction du Sud (fig. 9). 710 715 720 725 volume [ÏÏ] Fig. 8 Indice tr [HO]-[IlO] de Kroll (1973) en fonc- tion du volume molaire: estimation graphique des dif- férences de probabilités d'occupation des sites TlO et TlM. La figure montre le domaine de variations TlO- TlM des feldspaths potassiques. Encart: AA = Analbi- te; LA = Low albite; LM = Low microcline; monocl. KF = KF topochimiquement monoclinique (Kroll et Ribbe, 1983). 158 160 162 coordonnées Fig. 9 Variation de la probabilité d'occupation des si- tes TlO et TlM le long du profil du Val Medel. La probabilité d'occupation du site TlO s'a- baisse progressivement dans les low microcline, mais reste toujours quasi maximale. Le high mic- rocline montre par contre une probabilité d'oc- cupation constante autour de tlo=0.5 et tlm+t2o+t2m=0.5 (fig. 10). Suivant le profil N-S considéré et l'augmenta- tion corrélative du gradient métamorphique, on note donc dans le low microcline un déplacement d'Al du site TlO vers le site TlM et dans le high microcline dans les sites TlO et TlM vers les sites T2. La représentation ternaire (cf. fig. 10) de STEWART et WRIGT (1974) montre que l'évo- lution de l'état structural des high microcline GRANITE DE MEDEL: ÉTAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 371 t2o+t2m tlo tlm Fig. 10 Diagramme ternaire des probabilités d'occu- pation des sites TlO, TlM, T20 + T2M d'après Stewart et Wright (1974). 1 = déplacement direct de Al entre les sites TlO et T2 (one-step path); 2 = déplacement de Al entre les sites TlO et T2 en passant par l'occupation des sites TlM (two-step path). s'effectue en deux étapes ("two-step path") et ceci par un passage obligé dans le site TlM. Selon Stewart et Wright (1974) et Cherry et Trembath (1979) on peut considérer que les processus d'ordonnancement des KF est un pro- cessus en deux étapes ("two-step") alors que le désordonnancement s'effectuerait selon un pro- cessus en une étape ("one-step"). On constate à l'évidence que dans le cadre des échantillons du granite de Medel, un processus en deux étapes peut être invoqué sans aucune ambiguïté. 2.2.6. Les feldspaths à états structuraux mixtes Une grande partie des KF analysés montrent des spectres complets de high microcline ou de low microcline auxquels s'ajoutent des spectres partiels respectivement de low microcline ou de high microcline. Dans deux cas seulement il a été possible de calculer les deux mailles élémentai- res coexistantes (M128A et B; M285L et H). Dans d'autres cas une des deux mailles obtenues était aberrante, faute d'un nombre suffisant de raies ou en raison d'une indexation douteuse, et fut donc écartée. Ainsi, avons nous considéré des phases domi- nantes et subordonnées; les phases dominantes étant celles qui montrent un spectre complet. Les pics les plus caractéristiques pour le low microcline en phase subordonnée sont 131, 131, 002 et pour le high microcline 131 et 220. De plus, la phase subordonnée s'exprime parfois par des raies distinctes (fig. 11). 300 S M 282 E S ,5 n ,5 A 150 29.5 30.0 20 (CuKxI ) 20.5 30.0 29(CuK^l) M 282C .o S in 3 _j (1 ^> 131? HM ^> 131 ? HM 20.5 30.0 2Q (CuK-I) 29.S 30.0 29 (CuK-1I) Fig. 11 Fenêtres 28 comprises entre 29.0° et 30.5° de quatre spectres typiques avec et sans phases subordonnées. Les échantillons M282E et M316C possèdent une phase structurale unique, respectivement de low microcline et de high microcline. Dans l'échantillon M282C apparaît, en plus des pics du low microcline dominant, le pic 131 du high microcline. L'échantillon M3011D présente le cas inverse avec high microcline dominant et low microcli- ne subordonné. 372 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ II % llv1m iJI îï i 755 _1____________I_______i_ i i i i hm Im ? hm N Granite Gneiss 160 phases: 166 • dominante o subordonnée Fig. 12 Distribution géographique des états structu- raux dominants et subordonnés selon les deux profils (faciès granite et gneiss). Im = low microcline, hm = high microcline. Les états structuraux sont représentés par des cercles pleins ou vides. Les traits indiquent la position géographique exacte de l'échantillon. Un trait reliant deux cercles signifie la coexistence de deux états structuraux dans un même échantillon. Les positions de l'isograde high microcline/low micro- cline ont été tracées au niveau du changement structu- ral au sein des phases dominantes sur le profil du fa- ciès granitique: Trait tireté = première apparition de low microcline à partir d'un état structural initial du KF de high microcline ; trait continu = première appa- rition de high microcline à partir d'un état structural initial du KF de low microcline. Sous l'influence de la déformation, qui semble favori- ser le changement structural, les isogrades sont dépla- cés vers le nord ou le sud. La répartition très hétérogè- ne des phases dominantes et subordonnées dans le fa- ciès gneissique illustre l'influence des conditions loca- les sur le changement structural. Néanmoins le low microcline prédomine dans la partie nord et le high microcline dans la partie sud. On peut interpréter les phases subordonnées comme des microdomaines d'état structural dif- férent de celui de l'ensemble du macrocristal, sous forme de reliques ou de substitutions. L'étude globale de la distribution et du type de ces phases subordonnées a montré que (fig. 12): - Dans le profil du faciès granitique, le low microcline apparaît au nord comme phase uni- que et au sud comme phase subordonnée en pré- sence de high microcline en phase majeure. - Dans le profil du faciès gneissique la distri- bution des différentes phases est très hétérogène. High et low microcline en phase majeure et sub- ordonnée alternent; néanmoins une prédomi- nance se dessine parmi les phases majeures de low microcline au nord et de high microcline au sud. - Au nord, le low microcline, représentant la phase unique dans le faciès granitique, est ac- compagné de high microcline, généralement en phase subordonnée, dans le faciès gneissique (cf. fig. 11: couple M282e-M282c). - Par contre dans la partie sud du profil, le low microcline subordonné est davantage présent dans le faciès granitique. 3. Discussion 3.1. INTERPRÉTATION DES RÉSULTATS La définition de l'isograde et son tracé dé- pend de l'état initial du KF2*. Si l'on admet un état monoclinique initial, l'isograde correspond à la première apparition au sud du low microcli- ne représentant la nouvelle phase métamorphi- que (fig. 12: isograde en tireté). Par contre un état structural initial de low microcline implique le tracé de l'isograde à la première apparition du high microcline au nord (fig. 12: isograde en trait continu). Vu la répartition du low et high micro- cline sur le profil du faciès granitique, les deux tracés de l'isograde ne coïncident pas, mais défi- nissent une bande d'une largeur d'environ un ki- lomètre (profil granite). Une isograde basée sur un état initial intermédiaire devrait se situer à l'intérieur de cette bande. Le décalage de l'isograde dans le profil de gneiss s'opère vers le nord ou le sud en fonction de l'état structural initial considéré. La bande définie par les tracés possibles de l'isograde au sein du faciès granitique s'élargit donc fortement et couvre pratiquement tout le profil de gneiss. Parmi les phases majeures du profil de gneiss se dessinent une prédominance de low microcline au nord et une prédominance de high microcline au sud, mais qui sont perturbées par de fréquen- tes inversions locales de l'état structural (fig. 12). Ce décalage des isogrades a pu avoir lieu pen- dant la phase prograde ou rétrograde du méta- morphisme alpin. La position originale de la limite nord, où Tdiff a été atteinte pendant le cycle métamor- phique alpin, a pu être affectée et déplacée vers le sud par des transformations structurales rétro- grades des KF. Le chevauchement des domaines de low et high microcline en phase dominante (et aussi subordonnée) pourrait également refléter l'évolution métamorphique parcourue par les KF. Plusieurs possibilités d'interprétation décou- lent de ces constatations. 2 D'après Bambauer et Bernotat (1982a) et Bambauer (1984), l'isograde est définie par la trans- formation de l'état structural de la sanidine alpine en microcline pendant la phase rétrograde du métamor- phisme tertiaire. Avec cette définition la question de l'état structural initial ne se pose pas. GRANITE DE MEDEL: ETAT STRUCTURAL DES FELDSPATHS POTASSIQUES 373 3.1.1. KF pré-métamorphique monoclinique L'évolution métamorphique du KF est reflé- tée par la distribution des phases majeures et subordonnées de part et d'autre de l'isograde (en traitillé). Au sud de l'isograde: le high microcline représente soit l'état initial du KF, soit un état plus ordonné, mais toujours submonoclinique. Le low microcline subordonné résulte d'une substitution et/ou nucléation de domaines ordon- nés au sein de la phase dominante de high mi- crocline. Au nord de l'isograde: le low microcline do- minant correspond à l'état final de l'évolution métamorphique du KF. L'ordonnancement in- complet se traduit par la présence relique d'une phase subordonnée de high microcline. L'isograde est déplacé dans le faciès gneissi- que vers le sud sous l'influence de la déformation qui aurait favorisé localement l'ordonnancement, c.à.d. l'apparition de low microcline dans des conditions métamorphiques plus élevées que dans le granite. 3.1.2. KF pré-métamorphique à état structural de low microcline La répartition des phases majeures et subor- données s'expliquerait de la manière suivante: Au sud de l'isograde (en trait continu): le high microcline correspond à l'état final de l'évo- lution du KF suite au métamorphisme alpin. La présence de low microcline en phase subordon- née témoigne d'un désordonnancement incom- plet du KF. Le low microcline se trouve soit à l'état de relique soit présente une substitution et/ ou nucléation de microdomaines pendant la pha- se rétrograde. Au nord de l'isograde: Le low mi- crocline en phase dominante représente l'état initial du KF. La présence du high microcline subordonné résulte de la substitution et/ou nu- cléation de microdomaines désordonnés lors de la phase prograde. Le décalage de l'isograde s'interprète de la manière suivante: pendant la phase prograde l'isograde est déplacé vers le nord dans le faciès gneissique sous l'influence de la déformation qui favoriserait le désordonnancement. En effet le high microcline apparaît dans des conditions mé- tamorphiques plus faibles que dans le granite. 3.2. FACTEURS DE LA TRANSITION LOW-HIGH MICROCLINE Notre étude ne permet pas de trancher en fa- veur d'une des hypothèses. En effet, la tempéra- ture était proche de Tdiff, juste au dessus ou au- dessous, selon la position réelle - aujourd'hui in- connue - de l'isograde lors de la culmination du métamorphisme alpin. De ce fait il est impossible de dire à priori, selon quelle polarité (ordre ou désordre) s'est opéré le changement structural. Les résultats de Cherry et Trembath (1979) incitent à considérer que l'évolution méta- morphique du KF était celle d'un ordonnance- ment ("two-step path"). Ceci pourrait fournir un argument de poids en faveur d'une phase relique initiale de KF (pré-métamorphique) dont l'état structural aurait été monoclinique ou submono- clinique. Dans ces conditions, les effets conjugués du métamorphisme et/ou de la déformation n'au- raient pas augmenté le désordre initial mais plu- tôt maintenu ou atténué celui-ci. Néanmoins les KF étudiés par BaMBAUER et Bernotat (1982 a et b, fig. 10) montrent tous un "two-step path", donc indépendamment de la variabilité structura- le possible des KF initiaux provenant de roches d'âge et d'origine variables et donc de leur évolu- tion métamorphique parcourue. D'autre part le fait que seul le low microcline apparaît comme phase unique (partie nord du profil de granite) pourrait être un argument contraire, en faveur d'un état structural initial de low microcline. La déformation favorise le désordonnance- ment ou l'ordonnancement (selon l'état initial considéré) et semble donc jouer un rôle de cata- lyseur du changement structural. Les facteurs in- tervenant dans les changements structuraux des KF sont la température, le temps, la composition de la roche, l'absence ou la présence de fluides et leur composition, la pression, la surface réaction- nelle ou granulometrie et la composition du KF (MaRTiN, 1974). Certains de ces facteurs peuvent avoir joué un rôle sélectif en fonction de la déformation. Yund et Tullis (1980) ont montré expérimentalement que les changements structu- raux sont accélérés en présence d'eau ainsi que par la déformation plastique, mettant en jeu le glissement des dislocations qui favorise l'échange Ai/Si. De plus les éléments alcalins sont mobili- sés dans les zones de cisaillements (Merz, en prép.). D'après Martin (1974), la présence de fluides alcalins en équilibre ou déséquilibre avec le KF peut respectivement favoriser ou empê- cher le changement structural. On peut égale- ment se poser la question de savoir si Palbitisa- tion accrue du KF dans les échantillons déformés ne favorise pas l'état structural désordonné (cf. Smith, 1961; Mackenzie et Smith, 1962). Pour l'instant, la question d'apprécier quels facteurs sont finalement responsables du dépla- cement de l'isograde reste ouverte. La réparti- tion hétérogène des états structuraux le long du profil dans les roches déformées met en évidence le rôle important joué par les conditions locales. 374 CH. MERZ, P. THÉLIN ET F.-P. PERSOZ 4. Conclusions Les résultats obtenus ont mis en évidence la transition discontinue ordre <-> désordre de la distribution Ai/Si des KF du Granite de Medel. La transition s'opère entre deux structures tri- cliniques, low microcline - high microcline. Une symétrie monoclinique n'a pas été mise en évidence. La discontinuité structurale ne correspond pas à une discontinuité de composition et ceci surtout dans le faciès orthogneissique. Au con- traire, la composition semble évoluer de manière quasi linéaire avec le gradient métamorphique. La plupart des feldspaths analysés possèdent des états structuraux mixtes avec une phase ma- jeure dominante et une phase subordonnée. La comparaison des faciès non déformés et défor- més indique que la transition discontinue high microcline - low microcline est déplacée sous l'ef- fet de la déformation syncinématique. De maniè- re générale celle-ci semble favoriser le change- ment de l'état structural aux alentours de la tem- pérature de transition. Ce déplacement se retrou- ve autant dans les phases dominantes que dans les phases subordonnées. La répartition homogè- ne des différents états structuraux au sein du gra- nite est fortement perturbée dans le granite dé- formé et rend le tracé de l'isograde très difficile. Et ceci d'autant plus que la définition et la posi- tion de l'isograde dépend de l'état initial du KF. Il en résulte des isogrades qui définissent un domaine large de 1 km au sein du granite et qui s'élargit à 10 km au minimum dans le gneiss. La position géographique de la transition high microcline - low microcline observée au sein du granite de Medel (non-déformé) ne corres- pond pas à celle tracée par Bambauer et Ber- notat (1982 a et b), mais se situe quelques kilo- mètres plus au sud. Dans ìe secteur considéré cela constitue une translation de 6 km. Ces quelques considérations incitent à la pru- dence lors de l'utilisation unilatérale d'une iso- grade basée sur le rééquilibrage d'une phase reli- que dont on ne connaît pas la nature originelle exacte. Remerciements Ce travail a bénéficié d'un subside du Fonds natio- nal Suisse de la Recherche scientifique (req. 2-4872- 85), institution à laquelle va toute notre gratitude ainsi qu'à Mme L. Dufresne et MM A. Arreaza et J. C. Lavanchy qui nous ont aidés dans l'élaboration des ¦ données. Nos remerciements vont également à Prof. B. Bonin pour ses remarques constructives et à tous les membres de l'Institut de Géologie de Neuchâtel qui ont pris part à des discussions fructueuses. Références Bambauer, H.U. et Bernotat, W.H. (1982): The mi- crocline/sanidine transformation isograd in meta- morphic regions, Part I. Schweiz, mineral, petrogr. Mitt. 62,185-230. Bambauer, H.U. (1984): Das Einfallen der Mikroklin/ Sanidin-Isograden in den Schweizer Zentral-Al- pen. Schweiz, mineral, petrogr. Mitt. 64, 1/2, 288- 289. Bernotat, W.H. et Bambauer, H.U. (1982): The microcline/sanidine transformation isograd in me- tamorphic regions, Part II. Schweiz, mineral, pe- trogr. Mitt. 62, 231-244. Borg, I.Y. et Smith, D.K. (1969): Calculated X-ray Powder Patterns for Silicate Minerals. Geol. Soc. Amer. Memoir 122. Brown, W.L., éd. (1984): Feldspars and FeId- spathoids. Structures, Properties and Occurences. NATO ASI Series. Series C. Vol.137. Reidel, 541 P- Chadwick, B. 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