Aquest treball conté objectius i metodologies diversos però interrelacionats, les conclusions dels quals són exposades separadament.- PROSPECCIÓ MINERALÒGICA A LA BATEALa campanya de propecció estratègica ha estat basada en 209 mostres de concentrats en una superfície de 7'3 km2. S'han detectat dues àrees anòmales per a l'or: el Cambro-Ordovicià del SW d'Andorra, i el contacte S del granit d'Andorra, en les comarques de la Cerdanya i l'Alt Urgell. La geologia i metal.logènia d'aquesta darrera àrea són exposades a continuació, mentre que les de la primera seràn objecte de futurs treballs.L'existència de scheelita en diaclases del granit i les condicions de meteorització d'aquest produeix la presència arreu d'aquest mineral en els concentrats de batea. Aquestfet invalida la scheelita com a mineral indicador de skarns en la regió.Les esferes de magnetita, comuns en molts concentrats de batea, han estat atribuides a un origen antròpic i s'han desestimat en l'exploració de dipòsits minerals en la regió.- GEOLOGIAL'estudi litoestratigràfic ha confirmat les conclusions d'estudis anteriors. Els materials estudiats van des del Cambro-Ordovícià fins a l'Estefanià. La majoria de carbonats son al Devonià, que consisteix en una potent sèrie de calcàries i margues.L'estuctura hercianana consisteix en un sistema ben desenvolupat de plecs E-W i un altre N-S de desenvolupament menor. S'han reconegut a més dos sistemes d'encavalcaments d'edat hercianana: el primer, de tipus laminar dóna lloc a una potent acumulació de calcàries devonianes amb intercalacions de pissarres negres silurianes; el segon sistema són encavalcaments fóra de sequència que tallen els anteriors i divideixen l'àrea estudiada en dues grans unitats estructurals. l'estructura herciniana mostra una zonació dels estils de deformació de l'orògen: de nord a sud hom pot observar un augment en la intensitat del plegament i una edat més tardana dels encavalcaments respecte als plecs.El granit d'Andorra és una intrusió de morfologia estratoid constituida per granodiorita biotítica, grandíorita biotítica-hornblèndica i granit biotftic. No s'han observat contactes intrusius entre les diferents fàcies. Tampoc no s'ha observat cap zonació interna amb l'excepció d'un lleuger enriquiment en biotita prop dels contactes. La intrusió tingué lloc a uns 2 kbar i 650ºC. d'acord amb els equilibris silimanita + andalucita i moscovita + quars + fetdspat potàssic, observat en les corneanes pelítiques prop del contacte. La composició química de les roques plutòniques, amb o sense els enclaus, mostra una típica associació alumínmico-caf'emica, amb la majoria de termes lleugerament peralumínics. Malgrat la gama reduïda de composició la majoria d'anàlisis es projecten segons una tendència calcoalcalina amb valors baixos de la rel ació Mg/(Mg+Fe) i un caràcter un xic subalcalí. Els processos hidrotermals associats a la intrusió produiren l'alteració tocal de les roques plutòniques, així com la formació de skarns en i prop dels contactes amb les calcàries devonianes. La part sud del granit d'Andorra es troba intruida per nombrosos dics de direcció NW-SE i de composició predominantment diorítica, netament diferent de la de les roques plutòniques. Aquests podrien representar les arrels del volcanisme estefano-permià dels Pirineus, encara que manca molt més treball futur sobre aquest tema.El plegament antiformal del sòcol hercinià, inclòs el granit d'Andorra, és el fet més rellevant de l'estructura alpina. En canvi no s'han observat encavalcaments alpins afectant el sòcol hercinià de l'àrea estudiada, que es comporta com un conjunt unitari. Durant l'orògen alpí té lloc igualment el joc d'un sistema atapeït de fractures NW-SE de possible edat tardi-herciniana.Tots els materials i estructures anteriors han estat afectats per dos sistemes de fractures, E-W i WE-SW, associat a la formació de la depressió neògena de la Cerdanya. Tot el conjunt de fractures, des de les tardi-hercinianes fins a les recents, han afectat dràsticament la morfologia i l'estimació de reserves dels dipòsits minerals.- ELS SKARNS I DIPÒSITS ASSOCIATS.S'han detectat més de trenta skarns de mida hectomètrica a mêtrica a llarg d'uns deu quilòmetres de contacte reconegut de granit i calcàries. Els skarns es desenvolupen sistemàticament a les juntes inter-estrats de les calcàries, a partir del contacte intrusiu allà on aquest contacte talla l'estratificació de les calcàries amb un angle proper al recte.S'han diferenciat set tipus diferents de skarns segons llur cooposició mineralògica: skarns estèrils de wollastonita-idocrasa, skarns anb tungstè, skarns de hedenbergita, skarns de magnetita, skarns de pirrotina, skarns d'arsenopirita i skarns mixtes de pirrotina i arsenopirita. Les fases metàl.liques de ferro mostren una zonació des de skarns amb pirrotina al nord de l'àrea estudiada fins a skarns de magnetita al sud. Els diferents tipus de skarns poden ser interpretats com a diferents estadis de evolució d'un mateix esdeveniment metasomàtic.L'estadi I està representat per l'associació idocrasa + wollastonita. Aquests minerals es formaren per l'interacció de la calcària amb un fluid aquòs (X(C02)<0.03) a temperatures entre 700 i 550 ºC, com es dedueix dels equilibris entre silicats. El fluid circulà des del contacte amb el granit a través de les juntes d'estratificació del carbonat amb un flux canalitzat, penetrant a partir d'aquests punts en el carbonat amb un flux difòs. D'acord amb les dades d'isbtopos de C i O, la majoria de les reaccions de devolatilització en sistema obert (Rayleig) tingueren lloc en aquest estadi. La formació en diversos indrets d'un front de wollastonita massissa reduí la porositat i impedí el desenvolupament d'estadis posteriors, restant així formats els skarns estèrils de wollastonita- idocrasa. L'estadi II es caracteritza pel desenvolupament de minerals de ferro, com ara hedenbergita, andradita estannífera, magnetita i epidota. Una petita proporció de scheelita es pot formar durant aquest estadi. Aquests minerals es formaren a partir de la interacción dels celcosilicats pre-existents i/o de la calcària amb un fluid aquòs (0.1>X(C02)>O.01) a temperatures entre 550 i 400 ºC. La fugacitat d'oxígen del fluid augmenta des de valors lleugerament superior at QFM fins a valors superiors a la reacció hedenbergita-andradita. Com en l'estadi anterior els fluids circularen a partir del contacte amb el granit amb una combinació de flux canalitzat i difús. En lloc de devolatilització, les dades d'isòtops de C i O indiquen un model d'intercanvi. Els alts valors de la relació aigua/roca que es necessiten en un intercanvi isotòpic en sistema tancat, per produir els empobriments en 13 i 180 observats, apunten cap a un model d'intercanvi en sistema obert. Els skarns d'hedenbergita són representatius d'aquest estadi metasomàtic. L'augment de porositat produït per la formació de l'hedenbergita permet la circulació posterior de fluids i el desenvolupament d'estadis posteriors. Els skarns de magnetita poden representar l'evolució d'aquest mateix estadi metasomàtic cap a condicions de més alta fugacitat d'oxígen i/o menor temperatura.Durant l'estadi III té lloc la formació de una associació de quars + calcita + teoriíta + grosulària o actinolita + scheelita + sulfurs. Els sulfurs (pirrotina, lollingita i arsenopirita) són els minerals més abundants, i donen lloc els skarns de pirrotina, als skarns d'ersenopirita i als mixtes. Ja que la majoria de la scheelita s'ha format contemporàniament, els skarns amb tungstè també s'han considerat com a pertanyents a aquest estadi.Una associació metàl.lica posterior (estadi IV) pot reemplaçar els sulfurs anteriors: galena i cosetita argentíferes, esfalerita, calcopirita, cessiterita, molibdenita, bismuto natiu, or natiu i fases del sistema S-Si-Te. Ets estadis III i IV es formaren per l'intercanvi en sistema obert d'una salmorra (X(CO2) <0.02, 5m NaCl) amb els skarns d'hedenbergita previs o directament amb la calcària. En aquest últim cas poden trobar-se fins a 100 m lluny del contacte amb el granit (skarns d'arsenopirita). Durant l'intercanvi la temperatura baixà des de 525 fins a 350 ºC d'acordamb la relació As/S de l'arsenopirita, l'estabilitat de la cosalita i la partició d'isòtops de S entre sulfurs en equilibri. El volum molar del fluid, calculat a partir de microtermometria d'inclusions fluides, confirma una pressió de fluids de 2 Kbar per a aquestes terrperatures. El pH del fluid era proper a l'equilibri moscovita-feldespat potàssic; la fugacitat de sofre compresa entre l'equilibri pirrotina + löllingita + arsenopirita i l'equilibri bismut natiu + bismutinita; i la fugacitat d'oxígen compresa entre els equilibris pirita+ pirrotina + magnetita i quars + fayalita + magnetita. En aquestes condicions fisíco-químiques, l'or fou transportat per complexos clorurats I dipositat com a resultat sobre tot del descens de temperatura. Aquest comportament és semblant a la majoria de metalls i confirma l'estreta associació de l'or amb els sulfurs. Els càlculs termoquímics sobre la composició de la clorita, i la presència de grafit amb els darrers sulfurs, indica una evolució de l'equilibrí PPM al GFM en alguns skarns, suggerint el control progressiu de la química del fluid per la roca regional. Els valors pesants dels isòtops de S de l'arsenopirita, esfalerita i galena també apunten cap al progressiu control de la química del fluid per la litologia regional i suggereixen una relació parental de les menes dels skarns amb les mineralitzacions singenètiques d'Ag-Au en el pre-Caradoc de la regió.L'estadi III i especialment l'estadi IV són els més importants des del punt de vista econòmic. Així, els skarns de pirrotina-arsenopirita poden arribar a lleis de 10000 g/t de Sn, mentre que aquests mateixos skarns i els d'arsenopirita tenen continguts anòmals d'Au i d'Ag fins e 5 i 750 g/t respectivament. Els skarns d'arsenopirita poden donar ocasionalment continguts de fins a 5 g/t de platinoids i especialment en les mostres amb abundants minerals de Te-Bi-S.Les característiques estructurals, mineralògiques i químiques descrites poden ser utilitzades com a criteris d'exploració d'aquest tipus de mineralitzacions. La relació isotòpica de C i O en els carbonats és útil en la detecció del pas de fluids per una roca regional, especialment en skarns anb pobre desenvolupament de calcosilicats. La modelització d'aquesta interacció pot ajudar a destriar entre skarns estèrils (devolatilització) i mineralitzats (intercanvi), criteri suggestiu que cal comprovar en altres indrets.- ALTRES DIPÒSITSS'han trobat diversos filons d'arsenopirita massissa amb pirrotina, calcopirita i cassiterita, associats a les fractures de direcció NW-SE i d'edat probable tardi-herciniana. L'interès econòmic rau en llurs continguts de Sn (10000 g/t) i anomalia en Au (1 g/t). Els filons estan encaixats en la granodiorita prop del contacte amb el pre-Caradoc, mentre que les mateixes fractures solament contenen calcopirita o una alteració a filosilicats amb poc Au (0.01 g/t) cap a l'interior de la intrusió.Sense relació aparent amb fractures, en les granodiorites poden existir també volums decamètrics amb una important albitització i disseminacions de pirrotina, arsenopirita, calcopirita i estannita. Aquest conjunt de mineralitzacions poden indicar la circulació de les solucions mineralitzants a través de la roca granítica, i deberien ser objecte de futurs estudis.

The Penedes half-graben represents a natural field laboratory for the study of the link between tectonics and palaeofluids because it exposes numerous outcrops that allow a global and complete diagenetic study of the basin from Mesozoic to present times. The Penedes half-graben is located in the central part of the Catalan Coastal Ranges (CCR) and results from the superposition of three main tectonic events: (1) the Mesozoic extensional phase which is divided into two Mesozoic rift episodes: the first, Late Permian to Triassic in age and the second, latest Oxfordian to Aptian in age; (2) the Paleocene to middle Oligocene compressional phase which includes the emplacement of ENE-to-NE-trending thick-skinned thrust sheets bounded by SE dipping thrusts with a limited left-lateral strike-slip motion; (3) the late Oligocene?- Neogene extensional phase which split the CCR into a set of ENE-WSW blocks mainly tilted toward the NW, constituting the actual horst-and-graben systems now present at the northwestern Mediterranean. Samples were taken in 19 different outcrop areas located within three main structural domains: the Gaia-Montmell domain, which represents the footwall block of the SE-dipping major normal faults that bound the north-western margin of the basin, the Central Penedes domain, which comprises the central Miocene syn- and post-rift deposits and the Garraf domain, which comprises a group of small syn-depositional tectonic horsts and half-grabens developed in the Garraf horst during its Neogene evolution. Based on the macro and microstructural analysis combined with geochemical results from host rocks, fault rocks and fracture cements, the following diagenetic events have been identified: (1) Very early stages characterized by micritization, early irregular micro-fractures resulting from opening in poorly-lithified sediments and early calcite cement precipitations; (2) Progressive burial stages characterized by brecciation, stylolization and dolomitization; (3) Fracturing and cementations characterized by ninth major deformation stages with their related cements, breccias and stylolites, and (4) four karstification events with associated collapse breccias, sediments and cements filling the fracture, vug and cavern porosities. A depositional control of the δ(18)O values of the syn-rift Mesozoic sediments (Valanginian, Barremian and Aptian) related to the position of the different outcrops with respect to the Mesozoic normal faults is inferred from the values reported in this study. The isotopic values of the Miocene marine facies, depleted in δ(18)O and δ(13)C respect to the expected values for the Miocene seawater, together with the chalky appearance of these limestones, indicate that the Miocene marine limestones were re-balanced under the meteoric diagenetic environment. The meteoric fluid precipitating the calcite cement in the conglomerates of the lower continental complexes was responsible for diagenetically altering the marine host limestone. A different meteoric fluid, more influenced by soil-derived CO2, precipitated the calcite cement present within the upper continental complexes. The fluids circulating through the fractures attributed to the second stage of the Mesozoic rifting were precipitated from formation waters during the progressive burial of the sediment, in a closed palaeohydrological system. From the Paleocene to the mid-Oligocene the fluids circulating through the compressional fractures had a meteoric origin. Due to the Paleogene compression, Mesozoic rocks were uplifted, subaerially exposed and extensively karstified. Different types of sediments and cements were deposited filling the karstic cavities under the meteoric diagenetic environment. Related to the syn- and early post-rift stage, the fractures were sealed by meteoric fluids under both, phreatic and vadose zones. The normal faults attributed to the late post-rift stage favoured the upflowing of marine fluids expelled from the compaction of the late Burdigalian to the early Serravallian marine sediments producing the dolomitization of the host rocks and the precipitation of dolomite cements within the fractures. During the late post-rift and related to latest tensional fractures occurrence different types of meteoric fluids circulated through the fractures. These fluids were precipitated from phreatic to vadose cements, agreeing with the uplift of the entire basin and/or with the falling-down of the meteoric water table related to a generalized sea level fall in the Mediterranean area during the Messinian. / La formació de la conca del Penedès està associada a un període extensiu d’edat neògena que provocà l’obertura del Solc de València. El marge nord-oest del Solc de València està constituït per una sèrie de grabens (Penedès, Vallès, Barcelona ...) i horsts (Garraf, Gaià-Montmell, Montnegre ...), el conjunt dels quals formen la Serralada Costanera Catalana. Aquesta serralada resulta de la superposició de tres esdeveniments tectònics principals: (1) l’extensió Mesozoica, compresa entre el Pèrmic i el Cretàcic inferior, (2) la compressió Paleògena, la qual produí la inversió de les principals conques extensives Mesozoiques i (3) l’extensió neògena, compresa entre l’Oligocè tardà i el Miocè mig, la qual generà l’actual sistema de rift de la Mediterrània occidental. S’han estudiat 19 afloraments localitzats tant en els alts estructurals, Garraf i Gaià-Montmell, com en el sector central de la conca del Penedès. A partir de les dades macro I microestructurals, juntament amb els resultats geoquímics de les roques encaixants, roques de falla i els ciments que reomplen les fractures, s’han identificat els següents estadis diagenètics: i. un primer estadi diagenètic temprà caracteritzat per la formació de microfractures de morfologies irregulars, formades en un sediment poc litificat i per la precipitació d’un ciment de calcita poc interaccionat amb la roca de caixa. ii. un segon estadi d’enterrament caracteritzat per la bretxificació i dolomitització de la roca encaixant i la generació d’estilòlits sub-paral•lels a l’estratificació. iii. nou etapes de deformació amb diferents tipus de rebliments associats a les fractures. iv. quatre estadis de carstificació caracteritzats per diferents tipus de bretxes de col•lapse, sediments i ciments que reomplen les porositats tipus fractura i vug, generades a partir de la dissolució. Els fluids relacionats amb l’extensió Mesozoica són característics d’aigües de formació, en canvi, els fluids que circularen al llarg de les fractures compressives paleògenes, són coherents amb fluids d’origen meteòric altament interaccionats amb la roca de caixa. L’extensió Neògena es caracteritza per una circulació predominant de fluids meteòrics no interaccionats amb la roca de caixa. És en l’estadi de post-rift on s’ha definit una dolomitització parcial de l’encaixant produïda per la barreja d’aigües marines i meteòriques. Durant l’estadi de post-rift tardà tingué lloc un esdeveniment de dissolució càrstica molt extens, el qual es relaciona amb la baixada del nivell del mar durant el Messinià.

Pour ce secteur central du socle du Massif central français, autour de la ville de Brioude, une carte géologique en planche hors-texte (pl. 3) à 1/440.000 couvre environ 150 km x 80 km. Deux autres cartes (pl. 4-5) recensent sur ce fond géologique (1) les affleurements d'amphibolites, pyroxénites et péridotites serpentinisées (2) les gîtes de minéralisation en stibine, en fluorine et en uranium. Les terrains cristallophylliens étudiés sont compris entre des massifs, pour l'essentiel postérieurs, de granites hercyniens (Velay à l'Est, Livradois-Forez au Nord, Margeride au S et SW) et sont recouverts par les coulées de basalte néogènes du Cantal à l'W. Les formations cartographiées, cristallines et hautement métamorphiques, sans possibilité d'y établir une stratigraphie par absence de litage sédimentaire et du moindre fossile, sont l'objet d'une description pétrographique et structurale appuyée par une trentaine d'analyses chimiques nouvelles. Est notamment défini le "groupe leptyno-amphibolique brivadois" (GLAB), une succession pluri-kilométrique litée en grand, d'ectinites à faciès felsiques (leptynites, à chimie pour certaines de volcanites acides) et à faciès mafiques subordonnés (péridotites, serpentinites, amphibolites). Peut-être à rapporter au Précambrien, le GLAB sert de repère structural dans un fond de gneiss et de micaschistes à biotite ± muscovite, sillimanite, parfois disthène. La cartographie permet de dessiner le "synclinorium de Massiac" (SM, pl. 1), une structure de 40 km x 20 km axée NW-SE. Ses bords correspondent à une couronne de migmatites (anatexites de la migmatisation-I), d'abord schisteuses puis grenues en allant vers l'extérieur du SM, où existent des granites d'anatexie subordonnés. Ce synclinorium d'ectinites-I et migmatites-I serait zonéographiquement dans les gneiss inférieurs Z1 (cf. nomenclature ci-après). Le SM est ceinturé (au SW, SE et NE) par une structure arquée, le "synclinorium Desges-Senouire-Doulon" (pl. 2), qui aurait comporté initialement les zones Z1+Z2+Y1 d'ectinites-I et subi la migmatisation-I, mais aurait été largement affecté par un second métamorphisme (ectinites-II dans la zone Y1) et une migmatisation-II ultérieurs considérés comme hercyniens. On serait ainsi en présence de deux zonéographies superposées. La thèse alternative pour cette région d'une structuration en nappes hercyniennes est réfutée, notamment les travaux de A. Demay qui proposait de voir un synclinal de nappe hercynien dans le synclinorium de Massiac. Il est rappelé (p. 12) que la méthode zonéographique due à J. Jung et M. Roques divisait le terrain cristallophyllien en : --Ectinites : formations où la recristallisation s'est faite dans un climat topochimique. Les ectinites de la séquence pélitique repère comprennent les zones d'isométamorphisme suivantes: X zone non métamorphique; Y2 zone des micaschistes supérieurs = schistes à chlorite et séricite; Y1 zone des micaschistes inférieurs = micaschistes à biotite et muscovite; Z2 zone des gneiss supérieurs = gneiss à biotite et muscovite; Z1 zone des gneiss inférieurs = gneiss à biotite et sillimanite; U zone des gneiss ultra-inférieurs = gneiss à orthose et cordiérite. --Migmatites: formations ou la recristallisation s'est faite dans un climat métasomatique. Les migmatites sont des gneiss riches en feldspath (surtout alcalins) ; la biotite, la muscovite, la cordiérite, la sillimanite, le grenat y sont les minéraux les plus courants. Leur texture litée est : soit régulière, réalisant le faciès embréchite ; soit irrégulière (nébulitique, artéritique, agmatique...) et le faciès anatexite apparaît. Dans les formations migmatiques, les deux faciès peuvent apparaître simultanément, les embréchites occupant alors volontiers la partie supérieure de la formation, ou indépendamment l'un de l'autre.