L’exhumation des roches métamorphiques de haute … · Romain Bousquet L’exhumation des roches métamorphiques de haute pression - basse température : de l’étude de terrain

Romain Bousquet

L’exhumation des roches métamorphiquesde haute pression - basse température :

de l’étude de terrain à la modélisation numérique.

Exemple de la fenêtre de l’Engadineet du domaine valaisan dans les Alpes Centrales

Ecole Normale Supérieure de Paris (France)Universität Potsdam (R.F.A.)

Part 1: The whole dissertation written in french

ORSAYN° D’ORDRE : 5422 1998

Université de Paris SudU.F.R. Scientifique d’Orsay

Thèse présentée par

Romain Bousquet

pour obtenir le titre de

de docteur de l’université de Paris XI - Orsay

spécialité : Sciences de la Terre

L’exhumation des roches métamorphiques

de haute pression - basse température :

de l’étude de terrain à la modélisation numérique

Exemple de la fenêtre de l’Engadine

et du domaine valaisan dans les Alpes Centrales

soutenue le 7 octobre 1998 à l’Ecole Normale Supérieure de Parisdevant le jury composé de

Xavier Le Pichon président du juryBernard Bonin rapporteurPhilippe Davy rapporteurRoland Oberhänsli examinateurStefan Schmid examinateurBruno Goffé directeur de thèse

Ecole Normale Supérieure de ParisUniversität Potsdam (R.F.A.)

Remerciements

Faire une thèse entre les cailloux et les ordinateurs a nécessité un certain nombre d’aideset de coups de mains. Par ces quelques lignes, je voudrais essayer de remercier les personnesqui d’une manière ou d’une autre ont participé à l’élaboration de cette thèse. Avant tout jetiens à exprimer ma gratitude à Jacques sans qui je n’aurais pu ni faire de la pétro et nisuivre l’actualité rubystique et à François qui n’a eu de cesse de démêler les embrouillaminidu réseau et des ordinateurs.

Pour mener à bien cette entreprise, j’ai eu la chance de profiter d’une coopération entredeux directeurs de thèse. Bruno, depuis un certain stage sur le quartz, n’a cessé de m’ap-prendre à regarder les cailloux sur le terrain et au labo mais aussi, ce qui n’est pas le moinsimportant, la débrouille devant un ordinateur comme devant un problème «géologique».Merci de m’avoir pousser jusque-là avec tant de confiance et de liberté. Et Roli qui nonseulement m’accueilli dans ses labos allemands et mais aussi fait découvrir plusieurs facet-tes de ce pays, au fond attachant. Merci de m’avoir fait partager tes connaissances et tapassion pour la géologie des Alpes.

Mais dernière les directeurs de thèse officiels, il y a d’autres personnes dont le nom n’ap-paraît pas forcément et qui pourtant ont eu un rôle important dans l’élaboration de cettethèse. Ainsi je tiens à remercier tout particulièrement Pierre qui m’a emmené et guidé dansl’univers de la modélisation parfois par des itinéraires sinueux, mais toujours avec patience.Je n’oublie pas non plus Laurent, l’homme à l’enthousiasme sans pareil, qui sait passionnerdevant un problème géologique nouveau à coup de sens de cisaillement (vers le NW, bienentendu…) et d’histoires invraisemblables.

Une thèse, bien entendu, se fait dans un laboratoire et là qu’il faudrait des pages et despages et beaucoup de talent d’écriture (ce qui n’est pas tout à fait mon fort…) pour écrireun petit mot sur chacun. Que ceux qui ne sont pas cités ne s’offusquent pas !

Je remercie Xavier Le Pichon de m’avoir accueilli au sein du laboratoire de l’ENS et dem’avoir fait profiter de ses idées. Je le remercie également d’avoir accepté de présider cejury.

Olivier, je ne sais pas si c’est plus difficile d’écrire une thèse ou de triturer la thermodyna-mique des chlorites et de phengites, mais en tout cas merci de m’avoir appris à regarderautrement et avec rigueur la chimie de ces minéraux apparemment sans intérêt. Et puis quelgrand honneur pour moi de soutenir le jour de la naissance de Léa. Bon vent à elle ! Chris-tian (R.) si t’as d’autres combines pour des copies à corriger ou des trucs de ce genre, n’hé-site pas, je sui preneur ! En tout cas, un grand merci pour ces petits plans ainsi que de m’avoirpar là fait regarder mes cailloux et mes calculs avec un peu plus de recul. Christian (C.), queferait-on sans tes connaissances illimitées sur les minéraux et sans ton enthousiasme devantce qu’il y a de nouveau ? Nicole, t’as attrapé un coup de soleil ? Ah non, pardon, tu rougisaux bêtises de Christian ou d’Olivier…! Allez sans rancune, encore une fois ! C’est l’occa-sion de te remercier de ta bonne humeur et de tous les petits services rendus. Fabrice, main-tenant que cette histoire de thèse est terminée, je vais devoir trouver d’autres excuses pourme défiler devant un tour à vélo ou un petit triathlon… Qu’est-ce que cela a dû être difficile

et lourdingue de me supporter dans ton bureau, surtout les derniers temps ! En tout casmerci beaucoup Philippe pour ta collaboration et ta patience qui m’ont permis d’arriverjusque-là.

Je souhaite à tous ceux qui sont en fin de thèse de trouver sur leur route un staff techni-que aussi efficace : le «manager», Olivier, est parfois susceptible mais toujours serviable etdisponible pour que la thèse ne dure pas cinq ans de plus. Le «veilleur de nuit», Fabien, quin’a pas encore réglé sa montre à l’heure de la métropole, est toujours là pour mettre un peude vie et remonter le moral dans les longues nuits de rédactions. «La ministre de la culture»,Isabelle, un peu paumée dans ce monde de casseur de cailloux, qui a su apporté sans préten-tion et avec passion dans cette équipe un peu de… culture.

Georges, merci de tes longues (parfois un peu trop…) discussions parfois sérieuses, d’autresfois moins. Merci beaucoup de m’avoir embarqué pendant trois ans dans ton aventure ver-saillaise. Cette aventure aurait été certainement un peu triste et morne sans Chrystelle et sabonne humeur. Stéphane fais gaffe on perd beaucoup de temps avec tous les nouveauxlogiciels qu’on veut essayer... Mais merci quand même pour tous les tuyaux et trucs quifacilitent la vie lorsque l’on est coincé.

Merci aussi à toutes les personnes qui à l’occasion m’ont rendu de petits ou de grandsservices : Guy, Marie-Pierre, Mireille, Françoise (L.), Isabelle, Francine, Lucile, Françoise(V.), Lina et Sinclair.

Guillaume, Khaled, Teddy, Chrystel et J.X… qui sont également embarqués dans unethèse bon courage et bon vent à vous !

Et puis à la fin, une thèse, pour qu’elle soit reconnue comme telle, doit être examinée. Jevoudrais ainsi remercier Bernard Bonin et Philippe Davy qui ont pris la peine et le temps dejuger ce travail, malgré un délai très court. Merci aussi à Stefan Schmid d’avoir accepté departiciper à ce jury.

Je tiens également à remercier les personnes au sein du labo ou non qui ont su me faireprofiter de leur expérience et de leur commentaires au cours de discussions : André, Nico-las, Siefried, Marie-Pierre, Rodolphe, Didier Marquer (Neuchâtel) et Rufus Bertle (Wien).Merci tout spécialement à Dov pour les éclairages et les discussions nombreuses qui m’ontbeaucoup aidé dans la phase «réflexion».

Au cours de cette thèse, j’ai eu l’occasion de de travailler dans d’autres laboratoires, enAllemagne plus particulièrement. Ich bedanke die Leute von Mainz : Martin, Elvira, Stefan,Nora und nämlich B. Schultz-Dobrick und Andreas Kronz für ihre Hilfe. Ich bedanke auchUwe, Rolf, Reginald, Manfred und Nicole die mich in Potsdam empfangen haben.

Je ne voudrais pas terminer ces quelques remerciements sans remercier Martin, Marc etChristophe non seulement pour m’avoir accompagné et aidé dans les montagnes suissesmais aussi pour tous les bons moments passés ensemble.

Je dédie cette thèse à mes parentset à Charlotte, Maélys et Basile.

Avant-propos

Une partie des résultats de cette thèse a fait l’objet d’articles déjà publiés ou sous presse.

Ces articles sont en annexe. Nous mentionnons ici le titre de chaque article ainsi que le sujet

auquel il se rapporte afin que le lecteur puisse faire le lien entre les chapitres de la thèse et

les différents articles.

- Métamorphisme et déformation de la fenêtre de l’Engadine

Bousquet R., Oberhänsli R., Goffé B., Jolivet L. & Vidal, O., 1998. High pressure-low

temperature metamorphism and deformation in the „Bündnerschiefer“ of the Engadine

window: Implications for the regional evolution of the eastern Central Alps. Journal of

Metamorphic Geology, 16, 653-670.

Jolivet L., Goffé B., Bousquet R., Oberhänsli R. & Michard A., 1998. The tectono-

metamorphic signature of detachments in high-pressure mountain belts, Tethyan examples.

Earth and Planetary Science Letters, 160, (1-2), 31-47.

- Métamorphisme des Grisons

Oberhänsli R., Goffé B. & Bousquet R., 1995. Record of a HP-LT metamorphic evolution

in the Valais zone: geodynamic implications. In: Studies on metamorphic rocks and minerals

of the Western Alps. A volume in Memory of Ugo Pognante. B. Lombardo (Ed.) Bolletino

del Museo Regionale dei Scienze Naturali. Torino, vol. 13, suppl. 2, 221-239.

- Géothermomètre chlorite-chloritoïde

Vidal O., Goffé B., Bousquet R. & Parra T. An empirical chloritoid-chlorite Mg-Fe exchange

thermometer and thermodynamic data for daphnite. Journal of Metamorphic Geology, sous

presse.

- Métamorphisme du Petit St Bernard

Goffé B. & Bousquet R., 1997. Ferrocarpholite, chloritoïde et lawsonite dans les métapelites

des unités du Versoyen et du Petit St Bernard (zone valaisanne). Schweizerische

Mineralogische und Petrologische Mitteilungen, 77, 137-147.

- Modélisation thermique d’une collision continentale

Bousquet R., Goffé B., Henry P., Le Pichon X. & Chopin C., 1997. Kinematic, thermal and

petrological model of the Central Alps: Lepontine metamorphism in the upper crust and

eclogitisation of the lower crust. In: Collision Orogens: Zones of Active Transfers between

Crust and Mantle (eds. Touret, J. R. L. & Austrheim, H.) Tectonophysics, 273, n°1-2, 105-127.

Résumé

Cette thèse est l’étude de la formation et de l’exhumation des roches ayant été métamorphisées dans lefaciès schiste bleu à partir d’une étude de terrain et d’une modélisation numérique.Une étude pétrographique et structurale des roches d’origine sédimentaires du domaine valaisanmontre que 1) les Bündnerschiefer dans la fenêtre de l’Engadine et les Grisons forment une pile sédi-mentaire importante dont le métamorphisme varie depuis des conditions de type schiste bleu (12-13kbar, 375°C) dans les unités les plus profondes jusqu’à un métamorphisme de bas degré dans les unitésles plus superficielles, plus jeunes. L’exhumation des roches métamorphiques de haute pression estlocalisée le long d’un détachement synmétamorphique vers le NO établi à l’intérieur d’un prisme degrande taille. 2) le petit volume des unités sédimentaires du Petit St Bernard a subi un métamorphismede type éclogitique (15 kbar, 500°C). Ce métamorphisme de degré plus élevé, fortement contrasté parrapport à son environnement géologique et l’absence de structure majeure synmétamorphisme accom-modant la remontée des roches de haute pression suggèrent que ces unités n’ont pas été accrétées dansun prisme mais enfouies en subduction. La subduction du domaine valaisan montre ainsi une géométriedifférente d’est en ouest. A l’est, elle était accompagnée de la formation d’un prisme important gardantles sédiment au toit, alors qu’à l’est les sédiments étaient entraînés dans la subduction.La modélisation thermique effectuée sur différents modèles de subduction considérant des prismes devolume variable et incluant des variations de densité et de topographie en fonction des réactionsmétamorphiques montre que le métamorphisme dépend du matériau impliqué dans la construction de lachaîne. Un matériau d’origine sédimentaire impliquera un métamorphisme HP-BT de type schiste bleu,alors qu’avec un matériau crustal le métamorphisme sera HT-BP de type barrovien. Les deux types demétamorphisme peuvent coexister soit dans le temps soit dans l’espace au sein d’une chaîne de monta-gne (comme les Alpes) par une simple variation de la nature du prisme orogénique sans nécessiter unchangement de structure en profondeur de la chaîne.

Abstract

One of the major issues in geodynamic is the exhumation of high-pressure metamorphic rocks. Thiswork is focused on the burial and the exhumation of metamorphic rocks metamorphosed under blueschistconditions. This study is based on field work and digital modelling.A petrographic and structural study of rocks metamorphosed sedimentary rocks in the Valaisan do-main in the Alps shows that i) the Bündnerschiefer in the Engadine window and in the Grisons form animportant sedimentary wedge whose metamorphism varies from blue schist conditions (12-13 kbar,375°C) in the deeper units up to lower grade metamorphism within the shallower and younger unit.Exhumation of HP rocks is restricted along synmetamorphic detachment toward the NW within thelarge wedge. ii) The limited volume of Petit St Bernard sedimentary units underwent an eclogitic meta-morphism (15 kbar, 500°C). This higher grade conditions differs strongly from the surrounding units. Inaddition the absence of a major synmetamorphic detachment associated with HP rocks uplift suggestthese units have not been accreted in a wedge but buried together in subduction.Therefore the geometry of the subduction zone of the Valaisan domain varies from east to west; fromwedge-bearing system to the east toward a wedge-free system to the west.Thermal modelling conducted on various subduction models taking into account varying volume aswell as variation of density and topography versus metamorphic reactions indicates that metamorphismdepends on material involved in mountain building. Material of sedimentary origin results in HP-BTmetamorphism (blueschist conditions), whereas crustal material results in LP-HT barrovian typemetamorphism.Both facies may coexist either in space or in time in mountain belt like the Alps, assuming a variation ofcomposition of the orogenic wedge without requiring a structural change

Title

Exhumation of high-pressure metamorphic rocks:from field work to modelling.

Study of the Engadine window and the Valaisan domain in the Central Alps

Sommaire

I

SommaireTitreRemerciementsAvant-proposRésuméTitleAbstract

INTRODUCTION ................................................................................................ 1

Première partie : Etude pétrographique et structurale d’une région :Le domaine valaisan............................................................................................. 5

Introduction : Le Valaisan, océan ou bassin ?................................................ 7

A- A l’est : La fenêtre de l’Engadine et les Grisons..................................... 12I. DESCRIPTION GÉOLOGIQUE ................................................................................................. 12

1- La zone d’Arosa ....................................................................................................... 162- La nappe de Tasna .................................................................................................. 163- La zone de Ramosch ............................................................................................... 174- Les Bündnerschiefer ............................................................................................... 175- La Klippe du Stammerspitze ................................................................................. 186- La faille de l’Engadine ............................................................................................ 191- La fenêtre de l’Engadine ........................................................................................ 20

a) Les métapélites.................................................................................................... 23b) Les roches basiques ............................................................................................ 33

2- Les Grisons ............................................................................................................... 38III. PÉTROLOGIE .................................................................................................................... 44

1- Partage entre Fe2+ et Mg2+ ................................................................................... 442- Estimations des conditions de pression et de température .............................. 45

a) Fenêtre de l’Engadine ........................................................................................ 45b) Les Grisons .......................................................................................................... 53

3- Estimation P-T et compositions des phengites ................................................... 55IV. DÉFOMATION ET ÉVOLUTION STRUCTURALE ...................................................................... 60

1- La Fenêtre de l’Engadine........................................................................................ 60a) La phase de déformation précoce, D1 ............................................................. 63b) La déformation tardive, D3............................................................................... 70

2- Les Grisons ............................................................................................................... 72a) Déformation précoce, D1 ................................................................................... 72b) La déformation principale, D2 ......................................................................... 74c) La déformation tardive, D3 ............................................................................... 74d) Comparaison avec les autres unités océaniques des Grisons ...................... 75

V. INTERPRÉTATIONS ............................................................................................................. 761- Chemins P-T ............................................................................................................. 762- Relations métamorphisme - déformation ............................................................ 783- Age du métamorphisme ........................................................................................ 814- Evolution régionale ................................................................................................. 81

II

Sommaire

B- A l’ouest : le Petit St Bernard..................................................................... 83I. PRÉSENTATION GÉOLOGIQUE ............................................................................................... 83II. OCCURRENCES ET PARAGENÈSES ........................................................................................ 84

1- Les unités du Petit St Bernard et du Versoyen ................................................... 842- Les autres unités ...................................................................................................... 89

III. ESTIMATIONS DES PRESSIONS ET DES TEMPÉRATURES .......................................................... 90IV. DÉFORMATION ET INTERPRÉTATION ................................................................................. 93

Conclusion ........................................................................................................ 96

Deuxième partie : Modélisation numérique : Le métamorphisme àl‘échelle d’une chaîne de montagnes ............................................................ 101

Introduction : Prismes orogéniques ancien et actuel ................................ 103

A- Outils numériques.................................................................................... 110I. LES ÉLÉMENTS FINIS ......................................................................................................... 110

1- Théorie de base : la discrétisation ....................................................................... 1102- Formulation mathématique ................................................................................. 1113- Résolution du problème thermique ................................................................... 111

II. FACIÈS MINÉRALOGIQUES ET DENSITÉ ............................................................................. 1121- Calcul des densités ................................................................................................ 112

a) Grille pétrogénétique ....................................................................................... 114b) Hypothèses ........................................................................................................ 114c) Résultats ............................................................................................................. 115

2- Contenu en eau des faciès métamorphiques ..................................................... 117III- PRESSION LITHOSTATIQUE ET ISOSTASIE .......................................................................... 119IV. PARAMÈTRES ................................................................................................................. 119

1- Conductivité ........................................................................................................... 1192- Sources internes de chaleurs................................................................................ 120

a) Radioactivité ...................................................................................................... 120b) Cisaillement (shear heating) ........................................................................... 121

3- Erosion .................................................................................................................... 1224- Conditions aux limites .......................................................................................... 1235- Régime permanent ou régime transitoire ? ....................................................... 123

B. Prisme continental ..................................................................................... 124I. MODÈLES THÉORIQUES..................................................................................................... 124

1) Modèle «croûte inférieure» .................................................................................. 124a) Géométrie .......................................................................................................... 124b) Influence de l’érosion....................................................................................... 124c) Résultats ............................................................................................................. 128

2- Modèle «croûte supérieure» ................................................................................ 134a) Géométrie .......................................................................................................... 134b) Influence du type d’érosion ............................................................................ 135c) Résultats ............................................................................................................. 136

3- Discussion .............................................................................................................. 143II. UN EXEMPLE DE PRISME CONTINENTAL : LE DOMAINE LÉPONTIN ....................................... 144

1- Définition géométrique du modèle .................................................................... 1442- Description cinématique ...................................................................................... 147

Sommaire

III

3- Résultats ................................................................................................................. 147a) Température ...................................................................................................... 147b) Topographie ...................................................................................................... 147

3- Discussion .............................................................................................................. 149a) Chemins P-T ...................................................................................................... 149b) Eclogitisation et disparition du Moho........................................................... 149c) Séismicité ........................................................................................................... 151

4- Conclusion.............................................................................................................. 153CONCLUSION....................................................................................................................... 154

C. Les schistes bleus : Subduction ou prisme ? ......................................... 155I. MODÈLES THÉORIQUES ..................................................................................................... 155

1) Modèle «subduction» ........................................................................................... 155a) Géométrie .......................................................................................................... 155b) Températures .................................................................................................... 156c) Densité et topographie ..................................................................................... 162d) Chemins P-T ..................................................................................................... 162

2) Modèle «prisme» ................................................................................................... 171a) Géométrie .......................................................................................................... 171b) Températures .................................................................................................... 172c) Densité et topographie ..................................................................................... 178d) Chemins P-T ..................................................................................................... 187

3- Discussion .............................................................................................................. 187II. APPLICATION AUX ALPES : LES BÜNDNERSCHIEFER .......................................................... 188

1- Géométrie et cinématique .................................................................................... 1882- Résultats ................................................................................................................. 1923- Conclusion.............................................................................................................. 194

Conclusion : Le métamorphisme des prismes orogéniques .................... 195

CONCLUSION.................................................................................................. 198

Bibliographie ..................................................................................................... 203

ANNEXE I : Analyses de minéraux ............................................................... 225

ANNEXE II : Composition des faciès métamorphiques ........................... 273

IV

Sommaire

Introduction

1

INTRODUCTION

2

Introduction

Introduction

3

Un problème géodynamique majeur est l’exhumation des roches métamorphiques de

haute pression. Ces roches enfouies parfois à des profondeurs supérieures à 100 km (Cho-

pin, 1984) affleurent au sein des chaînes de montagnes sur des domaines plus ou moins

vastes : depuis les Alpes jusqu’à la Nouvelle Calédonie, en passant par la Grèce et la Califor-

nie les exemples sont nombreux.

De nombreux modèles ont été proposés pour expliquer l’exhumation de ces roches

métamorphiques de haute pression (voir la discussion de Platt, 1993). Ces modèles font

intervenir soit

- l’érosion assistée de l’isostasie (England & Richardson, 1977 ; Gillet et al., 1986) ou d’un

mouvement tectonique (Chemenda et al., 1995).

- une extension à l’arrière des zones de subduction (Jolivet et al., 1996 ; Avigad et al.,

1997).

- une dynamique au sein de prismes sédimentaires importants (Cloos, 1982 ; Platt, 1986 ;

Brandon et al., 1998).

- une extension généralisée de l’ensemble de la croûte, en particulier dans les chaînes

anciennes (Dewey et al., 1993).

- une remontée par contraste de densité (Chopin et al., 1991 ; Ernst et al., 1997).

Avec quelques différences mineures, ces modèles sont appliqués aux roches de haute

pression quelque soit les conditions exactes du métamorphisme. Cependant on peut distin-

guer trois groupes de roches métamorphiques de haute pression :

- le premier est composé des roches ayant subit un métamorphisme de type éclogitique

ou supérieur et affleurant d’un seul bloc. Par exemple on retrouve ces roches dans les mas-

sifs de Dora Maira (Chopin, 1984), de l’Adula (Heinrich, 1986) dans les Alpes ou dans le

massif de Dabie en Chine (Wang et al., 1995).

- le second est constitué de blocs ayant subi un métamorphisme dans le faciès schiste bleu

ou éclogitique mélangés à une matrice moins métamorphique (par exemple les blocs

éclogitiques du complexe franciscain, Cloos, 1986)

- le troisième groupes rassemblent les schistes bleus des séries sédimentaires affleurant

sur de grandes étendues. Ces roches affleurent en Californie (Ernst, 1971) ou dans les Schis-

tes Lustrés des Alpes Occidentales (Goffé & Chopin, 1986).

Peut-on appliquer des mécanismes similaires pour expliquer l’exhumation de ces diffé-

rents types de roches métamorphiques ? Si non qu’est-ce qui permet de les différentier.

Si les conditions de pression et de température sont souvent bien connues pour les deux

premiers groupes (éclogites), celles des séries sédimentaires sont en revanche peu décrites

4

Introduction

et mal contraintes. De nombreux auteurs soutiennent l’existence de différence de métamor-

phisme entre les sédiments et les écailles de roches basiques qui y sont incluses. Les sédi-

ments apparaissant en effet en première analyse toujours moins métamorphiques (Platt,

1986).

La thèse présentée ici a pour objet

de montrer que les sédiments peuvent rendre compte des conditions de haute pression -

basse température en accord avec les données métamorphiques provenant et des roches

basiques.

de comprendre comment le métamorphisme de haute pression peut être généré et ex-

humé dans le cadre d’une chaîne de montagne à convergence continue sur la base de modè-

les numériques appliqués au domaine naturel.

La thèse se décompose en deux parties :

- Une étude pétrographique et structurale précise d’un domaine principalement d’ori-

gine sédimentaire pour lequel les données métamorphiques sont quasiment absentes : le

domaine valaisan dans les Alpes Centrales. Cette étude permettra de comprendre quelle a

été l’histoire tectono-métamorphique de ce domaine océanique compris entre le domaine

briançonnais et l’Europe depuis la fenêtre de l’Engadine à l’est jusqu’au Petit St Bernard à

l’ouest.

- Une modélisation numérique qui nous permettra d’essayer de comprendre ce qui con-

trôle le métamorphisme d’une chaîne de montagne. Nous appliquerons ces modèles aux

Alpes et en particulier au modèle d’exhumation issu de l’étude de terrain du domaine valai-

san.

Le domaine Valaisan

5

Première partie :

Etude pétrographiqueet structurale d’une région :

Le domaine valaisan

6

Le domaine Valaisan

Le domaine Valaisan

7

Introduction

Introduction : Le Valaisan, océan ou bassin ?

L’orogenèse alpine est le résultat d’un long processus de convergence et de collision en-

tre les continents d’origine européenne et africaine depuis le Crétacé inférieur jusqu’au

Tertiaire (Dewey et al., 1973 ; Dietrich, 1976 ; Biju-Duval et al., 1977 ; Frisch, 1979 ; Dercourt

et al., 1985 ; Le Pichon et al., 1988 ; Stampfli, 1993 ; Schmid et al., 1996). Les unités océaniques

ont été progressivement déformées et accrétées aux marges continentales et sont actuelle-

ment représentées par les unités penniques, comprises entre un socle européen et un toit

austroalpin (figure I-1). Parmi l’ensemble des modèles existant quant à l’évolution

paléogéographique des Alpes, nous pouvons opposer deux conceptions :

- Soit l’ensemble des unités océaniques est issu d’un seul et même océan, l’océan piémon-

tais et deux continents entre en jeu, l’Europe et l’Afrique – l’Apulie ou Austroalpin – (Dewey

et al., 1973 ; Dietrich, 1976 ; Dercourt et al;, 1985 ; Polino et al., 1990 ; Pfiffner, 1992).

- Soit deux océans, l’un piémontais et l’autre valaisan, séparés par un domaine continen-

tal, le Briançonnais, se sont succédés durant l’histoire alpine (Frisch et al., 1979 ; Stampfli,

1993). Dans cette hypothèse, trois domaines continentaux différents entrent en jeu : l’Eu-

rope, le Briançonnais et l’Apulie.

100 km

Nap

pes

Penniques

Plaine du Pô

Nappes Helvétiquesou Dauphinoises

Massifs cristalinsexternes

Molasse

Alpes du Sud

Austroalpin

Domaine européen

Domaine apulien

Ligne Insubrienne

figure I-1 : Carte structurale des Alpes présentant de manière schématique les domaines impli-qués dans l’orogenèse alpine : l’Europe, l’Apulie et le Pennique (modifié d’après Jolivet, 1995)

8

IntroductionLe domaine Valaisan

Cette problématique, qui pourrait se résumer par une question «quelle est l’importance

du l’océan valaisan dans l’évolution des Alpes ?», nous semble importante pour la compré-

hension de l’histoire tectono-métamorphique des Alpes. Nous présentons ci-dessous une

brève comparaison des deux modèles.

Le Valaisan, un simple basin ?

Si l’on regarde la dernière édition de la carte de France au millionième (Chantraine et al.,

1996), le domaine Valaisan est constitué des Préaples (Suisse) et de la zone du Versoyen

(France) ; le tout ayant la même importance que le bassin Vocontien, au sud. Dans cette

idée, Pfiffner (1992), Dercourt et al. (1985, 1993) proposent des reconstructions (figure I-2)

où la majeure partie du domaine alpin est constituée d’un seul océan issu de la Téthys,

l’océan piémontais. Le domaine Briançonnais fait alors partie intégrante de la marge euro-

péenne et le Valaisan est constitué d’un simple bras de mer, sans véritable croûte océanique,

comparable au Golfe de Californie actuel (Mugnier et al., 1993). Ce type de modèles s’ap-

puie d’une part sur des considérations stratigraphiques, qui montrent une grande similitude

entre le bassin vocontien au sud et le domaine Valaisan dans le Versoyen et d’autre part sur

le fait que l’on ne retrouve pas ou peu de roches ophiolitiques dans cette zone.

Dans ce modèle à une seule suture ophiolitique, le métamorphisme est homogène sur

l’ensemble de la chaîne, avec un degré décroissant depuis la partie interne, le Piémontais,

jusqu’aux zones externes, la zone dauphinoise (Polino et al., 1990 ; Michard et al., 1996 ;

Chantraine et al., 1996).

Le Valaisan, un vrai océan ?

Contrairement au modèle précédent, d’autres auteurs accordent plus d’importance au

domaine Valaisan (Frisch, 1979 ; Stampfli, 1993 ; Stampfli & Marchant, 1997). C’est alors un

océan à part entière, avec une histoire indépendante de l’océan piémontais (figure I-3).

Dans cette conception de l’histoire des Alpes, l’océan valaisan s’étend depuis les Alpes orien-

tales (fenêtre des Tauern) jusqu’aux Pyrénées avec une importance diminuant vers le sud.

Cela peut sembler surprenant étant donné que l’on perd sa trace depuis les Alpes du nord

(France) jusqu’aux Pyrénées. Mais les données géochimiques sur les bauxites (Poinssot et

al., 1997) et les données stratigraphiques (Amaudric du Chaffaut, 1980 ; Tempier, 1987 ;

Carmignani et al., 1989) montrent une très grande similitude dans l’ensemble des domaines

sédimentaires briançonnais et ibérique depuis les Préalpes (Suisse) jusqu’à l’Andalousie en

passant par la Corse et la Sardaigne.

Les Alpes sont alors le résultat de deux collisions. La première dans le temps a lieu entre

le domaine africain (apulien et austroalpin) et l’Ibérie (Briançonnais) tandis la seconde

implique ce groupe collidé et l’Europe (Froitzheim et al., 1996 ; Schmid et al., 1996).

Le domaine Valaisan

9

Introduction

Europe

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Briançonnais

0 1000km

suturevalaisanne

figure I-2 : Schémas établis à partir des données de Dercourt et al. (1986) et Dercourt et al.(1993). Dans l’ensemble de ces reconstructions, nous avons fait figurer le domaine briançonnaisavec un figuré différent de l’Europe pour nous permettre une comparaison plus aisée avec lesautres modèles ; cependant il fait partie intégrante de ce que nous appelons Europe. 150 Ma :l’accrétion de l’océan Piémontais et de son bras occidental (l’océan valaisan) se poursuiventsimultanément. Durant cette phase se déposent des sédiments pélitiques. 110 Ma : le domaineapulien s.l. (Apulie et Australpin) se détache de l’Afrique et remonte vers le nord entrainant lafermeture de l’océan téthysien. 65 Ma : Début de la collision entre l’Europe et l’Apulie s.l. aunord. 30 Ma : la Téthys est totalement refermée – depuis le Lutétien (45 Ma) – et dans l’avantpays alpin, des grandes quantités de sédiments se déposent dans les molasses.

Tout au long de notre étude nous nous placerons dans la deuxième hypothèse, pour la-

quelle cette hypothèse permet de beaucoup mieux rendre compte à la fois de la géologie et

de l’histoire tectono-métamorphique des Alpes Centrales. Ainsi à travers plusieurs exem-

10

IntroductionLe domaine Valaisan

ples - Fenêtre de l’Engadine, les Grisons et le Versoyen -, nous montrerons qu’il existe une

histoire tectono-métamorphique précoce propre au domaine valaisan. La figure I-4 pré-

sente la position actuelle du domaine valaisan par rapport aux autres unités

paléogéographiques, en particulier les autres unités penniques (Piémontais, Briançonnais).

Europe

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prisme :Piemont & Briançonnais

Pyrénées

figure I-3 : Synthèses des différents modèles proposés par Gérard Stampfli (Stampfli, 1993 ;Stampfli & Marchant, 1997 ; Stampfli et al., 1998). Dans ces schémas, nous avons fait figurécomme un seul bloc, les domaines austroalpins et apuliens par souci de clarté. 150 Ma : Seull’océan piémontais est ouvert. L’Ibérie, à laquelle appartient le domaine briançonnais est tou-jours solidaire de l’Europe, de même pour l’Apulie vis-à-vis de l’Afrique. 110Ma : ouverturede l’océan valaisan qui sépare totalement le Briançonnais de l’Europe. Cela conduit à l’amorcede la fermeture du domaine piémontais sous l’Austroalpin. Cet océan s’étend jusqu’aux Pyré-nées. 70 Ma : L’océan valaisan se ferme depuis le Campanien (~80 Ma), en concommitenceavec l’ouverture du golfe de Gascogne. Il passe alors en subduction sous le domainebriançonnais. 40 Ma : La marge distale européenne passe en subduction, alors que le valaisann’est pas encore complètement refermé.

Le domaine Valaisan

11

Introduction

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12

Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan

A- A l’est : La fenêtre de l’Engadine et les Grisons

I. DESCRIPTION GÉOLOGIQUE

Une fenêtre au sens géologique est définie comme une «zone où affleure une unité infé-

rieure qui en plan est totalement entourée d’une unité supérieure» (Foucault & Raoult, 1984).

Lorsque Pierre Termier en 1904 décrit pour la première fois la géologie de la Basse Enga-

dine (Suisse - Autriche) comme étant une fenêtre, il la qualifia de «plus bel exemple que l’on

puisse citer», à cause du contact franc entre les unités inférieures et supérieures tel qu’il

existe sur le terrain (figure I-A-1) et de l’évidence cartographique (figure I-A-2). Localisée

entre les Alpes centrales et les Alpes orientales (figure I-A-3), la fenêtre de l’Engadine

permet l’émergence des unités penniques sous les nappes austroalpines. Ces mêmes unités,

comme nous allons le voir ci-dessous, affleurent également dans le reste des Grisons. Par la

suite nous différencierons ces deux zones en parlant des unités de la fenêtre de l’Engadine

et de manière impropre du point de vue géographique, des unités des Grisons.

La fenêtre de l’Engadine, de forme lenticulaire, est orientée sud-ouest - nord-est. Cet

antiforme (Klay, 1957) permet la mise à l’affleurement de plusieurs nappes penniques ayant

des affinités paléogéographiques différentes (Cadisch et al., 1963 ; Trümpy, 1972 ; Oberhauser,

1980).

Les données sismiques du programme suisse NFP 20 nous permettent de mieux com-

prendre la structures des unités affleurant dans la fenêtre de l’Engadine et celles affleurant

dans les Grisons. Toutes ces unités sont en continuité sous une faible épaisseur (inférieure à

10 km) de nappes austroalpines (figure I-A-4). Nous ferons par la suite une étude conjointe

des deux régions.

Massif de l'Oetzal(nappe austroalpine)

Schistes penniques

chevauchement

Unité supérieure :

Unité inférieure :

OE

(fenêtre de l'Engadine)

figure I-A 1 : Contact entre les unités penniques de la fenêtre de l’Engadine et les nappesaustroalpines du massif de l’Oeztal

Le domaine Valaisan

13

Engadine-Grisons

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figure I-A-2 : Carte géologique de la fenêtre de l’Engadine(d’après Cadisch et al., 1963 ; Spicher, 1980)

14


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Le domaine Valaisan

15

Engadine-Grisons

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figure I-A-4 : Interprétation géologique de profils sismiques du programme NFP 20 (d’aprèsHitz, 1994). Cette coupe est localisée sur la figure I-A-3 par les points A et A’. La conti-nuité entre les unités de la fenêtre de l ‘Engadine et celles des Grisons est très claire.

figure I-A-3 : Carte géologique de la limite entre les Alpes Centrales et les Alpes Orientales.Nous pouvons observer que les unités de la fenêtre de l’Engadine affleurent également dansles Grisons (d’après Spicher, 1980).

16


Depuis les unités les plus superficielles jusqu’aux plus profondes, nous distinguons :

1- La zone d’Arosa

Cet ensemble est formé de nappes ophiolitiques et sédimentaires, fortement tectonisées,

dont l’épaisseur varie d’une dizaine à quelques centaines de mètres (Ring, 1989 ; Ring et al.,

1990). La série ophiolitique est composée principalement de serpentines et de gabbros (Höck

& Koller, 1987 ; Koller et Höck, 1987). Quant à la série sédimentaire, elle se compose de

radiolarites, de calcaires pélagiques et d’argiles noires, d’âge Hauterivien - Aptien (Weissert

et Bernoulli, 1985 ; Lündin, 1987) et d’un flysch Aptien - Coniacien (Lündin, 1987).

Les ophiolites de la zone d’Arosa affleurent dans toute la partie orientale des Grisons.

Des données chimiques (Frisch et al., 1994) et paléogéographiques (Dietrich, 1970, 1976 ;

Froitzheim et al., 1994) permettent d’établir un lien entre cette unité et la nappe de la Platta,

affleurant plus au sud. Certains auteurs pensent même que cette continuité pourrait s’éten-

dre jusqu’à la zone de Matreï dans la fenêtre des Tauern (Frisch et al., 1987, 1994).

Ring et al. (1992a) ont défini cette zone d’Arosa comme étant une zone de “mélange” de

roches d’origine piémontaise et de roches d’affinité austroalpine inférieur, telles que les

dolomies triasiques (Gürler, 1982). Ce mélange se serait formé par l’imbrication d’écailles,

dans un prisme d’accrétion, avant le chevauchement des nappes austroalpines (Ring et al.,

1988). Cependant cette imbrication d’écailles est en contradiction avec les modèles présen-

tant la zone de Platta et d’Arosa comme étant des lieux de préservation de la marge passive

sud-piémontaise (Froitzheim & Manatschal, 1996). Les deux modèles accommodent dans

tous les cas les conditions de métamorphisme décrites jusqu’à présent et ne dépassant pas 4

kbar (Höck & Koller, 1987).

2- La nappe de Tasna

Cette nappe représente une séquence sédimentaire continue depuis le Permo-Trias jus-

qu’au Crétacé terminal, associée localement à des copeaux de socle continental (granite et

gneiss, Gruner, 1981 ; Waibel & Frisch, 1989). La série Liasique - Crétacé terminal est com-

posée de turbidites associées à quelques calcaires pélagiques, correspondant à un environ-

nement de talus continental (Waibel & Frisch, 1989). Quant à la signification des granites et

des gneiss, les points de vue divergent : parfois ils ont été interprétés comme des olistolithes

(Frisch, 1984), mais ils ont aussi été considérés comme la trace de la marge passive entre un

domaine continental - le Briançonnais - et un domaine océanique - le Valaisan - (figure I-A-

5, Florineth & Froitzheim, 1994).

La nappe de Tasna se prolonge plus à l’ouest par les nappes de Falknis (Trümpy, 1972 ;

Gruner, 1981) et correspond au même environnement paléogéographique que les nappes

de Schams (Schreurs, 1990 ; Schmid et al. 1990). L’ensemble de ces nappes forme la couver-

ture d’un domaine continental dont le socle, dans cette partie des Alpes, est représenté par

Le domaine Valaisan

17

Engadine-Grisons

les unités de Tambo et Suretta, qui appartiennent au domaine Briançonnais (Marquer et al.,

1994 ; Marquer & Peucat, 1994).

3- La zone de Ramosch

Individualisée en tant qu’unité par Trümpy (1972), la zone de Ramosch qui n’existe qu’au

sud ouest de la fenêtre de l’Engadine consiste en une masse de péridotites serpentinisées

(Vuichard, 1984). Ces roches ultramafiques (lherzolites), associées à des ophicarbonates et

à des lentilles de gabbros, sont recoupées par des dykes basaltiques et gabbroïques, plus ou

moins rodingitisés (Vuagnat, 1965).

Cet ensemble de lherzolites, qui n’a pas d’équivalent dans le reste des Grisons, est inter-

prété comme étant l’exhumation de roches mantelliques lors de la phase terminale du rifting

précédent l’océanisation complète (figure I-A-5). Il représente la partie océanique de la

transition décrite précédemment, pour la nappe de Tasna, entre l’océan valaisan et le do-

maine briançonnais (Florineth & Froitzheim, 1994).

4- Les Bündnerschiefer

L’unité principale, en volume, de la fenêtre de l’Engadine est composée de schistes

pélitiques (appelés “Bündnerschiefer”, équivalent allemand de schistes lustrés) et de quel-

ques écailles de roches basiques. C’est l’unité la plus profonde de la fenêtre. D’après les

données de profils sismiques, son épaisseur est au maximum d’une dizaine de kilomètres

(Hitz, 1994).

Les pélites sont composées de calcschistes et d’intercalations de marnes et de quartzites.

La série sédimentaire commence par des calcaires liasiques à Gryphées (Steinmann, 1994)

et est surmontée d’un flysch, d’aspect lithologique très semblable aux pélites, d’âge Crétacé

terminal à Eocène (Torricelli, 1956 ; Thum & Nabholtz, 1972 ; Rudolph, 1981). Parfois consi-

déré comme une unité différente des Bündnerschiefer sous le nom d’unité de Roz -

Campatsch (Cadisch et al., 1963), ce flysch représente plutôt l’évolution de la série sédimen-

taire au cours de l’histoire de la chaîne et appartient donc pleinement à l’unité des

Bündnerschiefer.

Les ophiolites associées aux schistes affleurent, sous forme de petites lentilles, essentiel-

lement au cœur de l’anticlinal. Cet ensemble de roches basiques, dans lesquelles une partie

TasnaRamosch

socle

sédiments

croûte océanique

transition préservée dansla fenêtre de l'Engadine

figure I-A-5 : L’existence d’unemarge passive préservée entre leBriaçonnais et le Valaisan per-met d’expliquer en même tempsla structure de la nappe deTasna et les serpentinites de lazone de Ramosch (d’aprèsFlorineth & Froitzheim, 1994).

18


de la structure magmatique originelle est encore préservée (Heugel, 1975), est composé de

pillows et de hyaloclastites, surmontés de radiolarites. Les données géochimiques (figure I-

A-6 ; Heugel, 1975 ; Dürr et al., 1993) montre que l’ensemble est issu d’une même séquence

ophiolitique.

L’ensemble de ces roches, pélites, flysch et ophiolites, affleurent également dans les Gri-

sons avec la même disposition : le flysch, décrit sous le nom d’unité de Prättigau, surmonte

une grande masse de pélites dans lesquelles sont incorporées quelques lambeaux de roches

basiques (les ophiolites de Vals). Récemment la présence de fossiles, Nummulites et

Alvéolines, d’âge Priabonien (~35 Ma) a été décrite dans les flysch de l’unité du Prätttigau

(Weh, 1998). Certains auteurs (Steinmann, 1994) distinguent à partir de données

stratigraphiques dans la pile des Bündnerschiefer, deux sous-unités : l’unité de Grava au

nord sous le flysch du Prättigau et l’unité de Tomül, plus au sud en contact avec le massif de

l’Adula.

Le métamorphisme des Bündnerschiefer a été décrit jusqu’alors de manière assez dispa-

rate et sans cohérence à l’échelle régionale. Ainsi les ophiolites de Vals sont connues pour

leur métamorphisme de type schistes bleus (Oberhänsli, 1977, 1978 ; Rudolph, 1981) tandis

que les conditions métamorphiques des roches basiques de la fenêtre de l’Engadine ont été

décrites comme variant de conditions hydrothermales au cœur de la fenêtre (Heugel, 1977)

jusqu’à celles faciès schiste vert dans la partie externe (Leimser & Purtscheller, 1980). Par

contre les schistes pélitiques ont été longtemps considérés comme n’ayant pas subi de méta-

morphisme plus élevé que les conditions du faciès schiste vert (Ring et al., 1990 ; Ferreiro-

Mählmann, 1995). Seuls Goffé & Oberhänsli (1992), en décrivant l’occurrence de

magnésiocarpholite et de ferrocarpholite aussi bien dans les Grisons que dans la fenêtre de

l’Engadine, ont suggéré que l’ensemble des Bündnerschiefer a pu être métamorphisé dans

des conditions de haute pression - basse température (HP-BT) du faciès schiste bleu.

5- La Klippe du Stammerspitze

Décrite comme nappe tectonique par Paulcke & Hammer (1913) et étudiée en détail par

Klay (1957), cette klippe est posée sur la masse des Bündnerschiefer (figures I-A-2 et I-A-

7). La nature des roches est complètement différente de celles que nous avons décrites pré-

cédemment : la série sédimentaire d’âge Trias supérieur à Jurassique terminal, est principa-

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roches basiques incluses dans les Bündnerschiefer

M.O.R.B.

laves de volcanismeintraplaque

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figure I-A-6 : Données géochimiques surles corps des roches basiques inclusesdans les Bündnerschiefer. La compo-sition chimique de ces corps montreclairement une origine océanique(d’après Dürr et al., 1993).

Le domaine Valaisan

19

Engadine-Grisons

lement constituée de dolomies, avec quelques intercalations de bancs gréseux. Elle est com-

parable aux dolomites d’Arosa et de la nappe d’Ortler, qui ont une affinité austroalpine.

6- La faille de l’Engadine

La mise à l’affleurement des unités penniques

dans la fenêtre de l’Engadine n’est pas seulement

la conséquence de l’érosion des nappes

austroalpines, mais aussi celle de mouvements de

compression le long de la faille de l’Engadine, qui

limite la fenêtre dans sa partie sud-est. Cette faille

d’étendue régionale a été décrite comme un acci-

dent tectonique de mouvement décrochant sénes-

tre (Trümpy, 1977), d’âge Tertiaire terminal (Schmid

& Froitzheim, 1993). Proche de la fenêtre, la faille

plonge vers le sud-est et présente un jeu en faille

normale, ce qui pourrait avoir eu un rôle impor-

tant dans la formation de l’anticlinal et donc dans

la remontée des unités penniques par rapport aux

nappes austroalpines par un raccourcissement dif-

férentiel entre une partie supérieure constituée des

nappes austroalpines et des Bündnerschiefer et une

partie profonde, constituée des nappes helvétiques

(figure I-A-8). Le mouvement vertical le long de la

faille est estimé à environ 4 kilomètres (Schmid &

Haas, 1989).

SE NOKlippe duStammerspitze

Bündnerschiefer

Hautdolomit brèchegrèseuse

1 km

chevauchement

3200 m

figure I-A-7 : Klippe du Stammerpitze vue depuis le nord. Le contact entre les calcschistes desBündnerschiefer et les roches dolomitiques de la klippe est très franc.

0

10

20

30

nappes austroalpines

Bündnerschiefer

socle

socle helvétique

socle helvétique

avant-pays helvétique

~ 10 km

NNO SSE

1

0

10

20

30


raccourcissement~ 2,5 km

raccourcissement~ 12,5 km

soulèvementde 8 km maximumdécouplage

mécanique

NNO SSE

2

faille normale accommodantle raccourcissement différentiel

figure I-A-8 : Modèle tectoniquede formation de la fenêtre del’Engadine (d’après Hitz, 1994).a) Etape 1 : un raccourcissementplus important de 10 km dans lesnappes austroalpines. b) Etape2 : l’ensemble des unités est rac-courci ce qui rpovoque unrétrocharriage des nappes helvé-tiques et donc le soulèvement desunités supérieures dont lesBündnerschiefer.

20


II. Paragenèses et chimie des minéraux métamorphiques

1- La fenêtre de l’Engadine

Une étude en détail de la minéralogie des Bündnerschiefer de la fenêtre de l’Engadine

montre une zonation de cette unité en deux sub-unités (figure I-A-9). La première localisée

au centre de la fenêtre et que nous appellerons dorénavant l’unité du Mundin, contient des

paragenèses index d’un métamorphisme de haute pression - basse température (HP-BT),

comme les associations à Mg-carpholite, phengite, chlorite, quartz dans les métapélites et à

glaucophane, trémolite, épidote dans les ophiolites. Dans la seconde zone plus externe, l’unité

d’Arina, l’occurrence de Mg-pumpellyite et d’associations à chlorite, phengite, albite avec

plus ou moins de paragonite dans les métapélites et des occurrences à amphiboles sodiques

et à lawsonite dans les métabasites (Leimser et Purtscheller, 1980) suggèrent des conditions

de métamorphisme moins importantes, dans les conditions du faciès schiste vert de haute

pression. Le tableau I-A-1 présente les différentes paragenèses trouvées dans les

Bündnerschiefer et qui nous ont amenées à définir deux unités différentes. Nous décrirons

séparément la minéralogie de chacune des deux unités.

Les analyses des minéraux ont été réalisées avec une microsonde Camebax (15 kV, 12 nA

avec une correction PAP) à l’université de Mayence (Allemagne). Les standards que nous

avons utilisés sont la wollastonite pour le silicium et le calcium, Al2O3 pour l’aluminium,

Fe2O3 pour le fer, MnTiO3 pour le manganèse et le titane, MgO pour le magnésium, l’albite

pour le sodium, l’orthose pour le potassium, la barytine pour le barium et LiF pour le fluor.

L’ensemble des analyses est donné en annexe ; le tableau I-A-2 présente des analyses

faites à la microsonde représentatives de la minéralogie des Bündnerschiefer.

tableau I-A-1 : Paragenèses minérales de la fenêtre de l’Engadine.

----------- Unité du Mundin ----------- ----------- Unité d'Arina roches métapélites roches basiques métapélites

minérauxophiolites veines

tardivesveines

tardivesMg-Carpholite uParagonite u u uPhengite u u u uChlorite u u u u u u uAlbite u u u u u uPumpellyite u u u uKaolinite uQuartz u u u u uCalcite u u u u u u u uDolomie uGlaucophane uCrossiteRiébéckite uEpidote u u uActinote u u uStilpnomélane uLawsoniteTourmaline u u u uRutile u u uHématite u u u

* données de Leimser & Purtscheller (1980)

21

Le domaine Valaisan Engadine-Grisons

0 5 10 km

N

P. Buin

P. Arina

P. Mundin

Inn

faillede l'E

ngadine

ségrégation synfoliaireà chlorite - micasségrégation synfoliaireà albite - chlorite - micas

kaolinite

glaucophane

riébéckite

partiellementrétromorphosée

pseudomorphose

préservée

Mg-carpholite

Unité du Mundin Unité d'Arina

P. Minschun

figure I-A-9 : Occurrences minérales dans la fenêtre de l’Engadine. Deux ensembles sedistinguent par leur minéralogie. La première zone située au centre contient des mi-néraux index d’un métamorphisme de haute pression (Mg-carpholite) tandis que laseconde en est dépourvue.

22


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237

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48,3

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36,4

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2-

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25,4

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337

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1,29

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110,

23-

0,04

0,57

0,07

0,93

0,09

0,08

0,63

0,36

5,85

0,09

11,2

8K

2O-

0,09

9,03

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079,

300,

479,

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010,

0810

,42

1,99

0,31

0,12

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0,06

0,21

0,00

0,13

0,14

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0,30

0,01

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1,48

0,21

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1,98

0,51

0,53

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1,00

0,96

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0,00

0,18

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,30

84,8

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2,01

2,82

3,37

2,03

2,86

3,24

2,83

3,24

3,01

3,01

2,84

3,31

3,08

4,01

2,99

Ti

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0,00

0,00

0,01

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0,00

0,00

Al

2,01

2,67

2,33

1,98

2,64

2,57

2,60

2,50

2,46

2,42

2,90

2,39

2,86

3,93

1,01

Fe3+

*0,

00-

-0,

02-

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--

--

--

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Fe2+

0,39

1,51

0,07

0,32

1,58

0,04

1,60

0,08

0,12

0,11

2,24

0,10

0,03

0,00

0,00

Mn

0,01

0,02

0,00

0,03

0,05

0,00

0,06

0,00

0,06

0,05

0,02

0,01

0,00

0,00

0,00

Mg

0,59

2,78

0,30

0,65

2,67

0,18

2,73

0,16

0,46

0,50

1,67

0,20

0,05

0,01

0,00

Ca

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030,

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1,87

1,89

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0,97

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0,75

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790,

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23


veine de quartz

fibres decarpholites

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fibres

de carpholite

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a) Les métapélites

L’UNITÉ DU MUNDIN

Mg-carpholite - (Mg, Fe, Mn) Al2 Si2 O6 (OH, F)4 -La Mg-carpholite se rencontre dans des ségrégations synfoliales à quartz (figure I-A-

10a) et calcite sous forme de longues fibres, vert pâles, pouvant atteindre quelques dizaines

de centimètres de longueur (figure I-A-10b). Cet aspect est typique de celui de la carpholite

magnésienne décrite dans les métapélites de haute pression des chaînes alpines

péritéthysiennes de l’Andalousie à la Grèce (Goffé, 1982, 1984 ; Goffé & Chopin, 1986 ;

Goffé et al., 1989 ; Theye & Seidel, 1991 ; Theye et al., 1992 ; Goffé & Oberhänsli, 1992 ;

Azanon & Goffé, 1997 ; Theye et al., 1997 ; Jolivet et al., 1998b). Les fibres de Mg-carpholite

sont pour la plupart allongées dans une unique et même direction (nord-ouest / sud-est) et

sont aussi parfois déformées tardivement (voir chapitre suivant).

figure I-A-10 :Occurrences deMg-carpholitedans l’unité duMundin . a) Sé-g r é g a t i o nsynfoliale dequartz dans les-quelles lacarpholite af-fleurent (ValSaro Gronda).b) Fibres decarpholites àl ’ é c h e l l edécimétrique(Piz Fot).

24


carpholite

chlorite

micas

25 µm

quartz

associations àchlorite-micas

Mg-carpholite

quartz

calcite

100 µm

a b

Deux types de Mg-carpholite se distinguent clairement à l’affleurement :

- une Mg-carpholite bien préservée, qui apparaît en masse sous forme de fibres de plu-

sieurs centimètres de longueur et de 200 à 300 µm de large (figure I-A-11a) ou sous forme

microfibres de 10 à 100 µm de long et de 0,5 à 10 µm de large incluses dans des cristaux de

quartz ou de calcite (figure I-A-11b). Dans ces Mg-carpholites en microfibres bien préser-

vées, nous pouvons noter la persistance d’associations à chlorite - micas (figure I-A-11b).

C’est à partir de ces équilibres que nous avons par la suite établi nos estimations P-T. La

composition chimique de ces Mg-carpholites exprimée en XMg [=(Mg / (Mg + Fe + Mn)]

varie de 0,52 à 0,72, avec une valeur moyenne de 0,60. La teneur en fluor dans les Mg-

carpholites est très variable de 0,3 % en poids jusqu’à une valeur maximale de 4,6 % (Goffé

& Oberhänsli, 1992). Cette teneur en fluor est couplée avec le degré de préservation de la

magnésiocarpholite ; les valeurs les plus faibles correspondent uniquement aux microfibres

incluses en relique dans les quartz tandis que les valeurs les plus fortes correspondent aux

Mg-carpholite bien préservées dont la teneur moyenne est de 2 à 3 % en poids.

figure I-A-11 : Mg-carpholite préservée vue en lame mince. a) La Mg-carpholite en masse dansune ségrégation synfoliale. b) Fibres de Mg-carpholite incluses dans le quartz. On peut noterla persistance de chlorites et de micas à l’intérieur de ces fibres.

25


quartz

chlorite

micas

chlorite-micasen intercroissance

calciteoxydes

pseudomorphosesde carpholite

10 µm

Quartz

Chlorite

Phengite

Calcite

reliquesde carpholite

10 µma b

- une Mg-carpholite relique ou en pseudomorphoses. Dans ces pseudomorphoses, la Mg-

carpholite, qui subsiste localement, est remplacée par une association de chlorite, riche en

magnésium, et de micas blancs souvent en intercroissance (figure I-A-12a). Dans les quartz

à pseudomorphose, il est possible d’observer des microfibres de Mg-carpholite préservées

(figure I-A-12b), extrêmement tenues (de quelques microns de long au maximum). Nous

n’avons trouvé ni sudoite, ni pyrophyllite, ni kaolinite exprimées dans les pseudomorphoses

de Mg-carpholite. La teneur en magnésium de ces Mg-carpholites reliques n’est pas diffé-

rente de celle de la Mg-carpholite (0,50 ≤ XMg ≤ 0,65). Cela signifie que les conditions de

formation des deux types de Mg-carpholite sont proches, voire identiques. Leur teneur en

fluor en revanche est toujours plus faible (< 1 % en poids).

La répartition des différentes occurrences est organisée précisément. La figure I-A-13 présente

une répartition précise des différentes occurrences et de la zonéographie qui en résulte. La Mg-

carpholite fraîche est localisée systématiquement à la périphérie de l’unité du Mundin, alors que

la Mg-carpholite relique se trouve toujours au cœur de cette même unité. Cette répartition per-

met de distinguer deux zones : une zone interne, contenant de la Mg-carpholite relique située

structuralement sous une zone périphérique à Mg-carpholite préservée.

figure I-A-12 : a) Pseudomorphoses de Mg-carpholite dans le quartz. Le cristal de Mg-carpholiteest entièrement remplacé par une association à chlorite - micas. b)Mg-carpholite relique entrès fines baquettes dans le quartz comme dans la calcite.

26


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27


Micas blancs - (K, Na) (Al, Mg)Al AlSi3 O10 (OH)2 -Les micas blancs sont soit des phengites soit des paragonites. Ils apparaissent sous forme

de fines lamelles soit dans la foliation principale soit dans les pseudomorphoses de Mg-

carpholite. Dans les pseudomorphoses, les analyses à la microsonde montrent une forte

teneur en sodium dans les phengites et une forte teneur de potassium dans les paragonites.

Les deux phases sont difficiles à individualiser tant optiquement qu’à la microsonde. Or la

solution solide entre des deux pôles purs n’est possible que pour des températures assez

élevées - supérieure à 400°C - (Guidotti, 1984 ; Guidotti et al., 1996 ; Blencoe et al., 1996),

conditions qui ne semblent pas être atteintes dans la fenêtre de l’Engadine (voir le paragra-

phe concernant les estimations des conditions métamorphiques). Cela signifie que les deux

phases sont en intercroissance (Feenstra, 1996). Ainsi aucune analyse correcte de paragonite

n’a pu être faite à la microsonde dans cette unité, malgré la grande quantité de sodium dans

les micas. Cette disposition en intercroissance des lamelles de paragonite et de phengites

suggèrent une formation conjointe de ces minéraux (Shau et al., 1991 ; Dalla Torre et al.,

1996). En revanche dans la foliation les phengites contiennent une faible quantité de so-

dium et la paragonite est absente.

La substitution phengitique (ou substitution de Tschermak), SiMg = AlIVAlVI, représen-

tée par la teneur en Si4+ (Velde, 1967) est fonction de deux paramètres : les conditions de

pression et de température et de l’association minérale dans laquelle se trouvent les phengites

(Chopin, 1981 ; Massonne & Schreyer, 1987). Pour une même paragenèse, cette substitution

est un indicatif des conditions du métamorphisme, mais elle n’est pas significative pour des

paragenèses différentes. Dans la zone où la Mg-carpholite est bien préservée, la teneur en Si

des phengites de la foliation ou associées à la Mg-carpholite est plus faible (3,22 avec un

maximum à 3,34 Si p.f.u.) que celle des phengites de la zone à pseudomorphoses de Mg-

carpholite (3,32 avec un maximum à 3,40 Si p.f.u., avec une déviation standard 1s de 0,05-

0,06 dans les deux cas).

Il est important de noter que l’ensemble des micas montrent un déficit interfoliaire (site

potassium - sodium) important pouvant aller jusqu’à 0,3 p.f.u.

Chlorite (clinochlore) - (Fe, Mg)5 Al AlSi3 O10 (OH)8 -Dans les métapélites, la chlorite est un minéral ubiquiste. En association avec la Mg-

carpholite, elle apparaît incolore en lumière naturelle et avec des teintes bleues en lumière

polarisée. Comme les micas, les chlorites sont localisées soit dans la foliation soit dans les

pseudomorphoses à Mg-carpholite. Quelque soit les chlorites, le XMg est presque constant

avec une valeur de 0,63 ± 0,07 par contre la substitution de Tschermak varie fortement de

2,65 à 2,95 Si p.f.u. Cette dispersion dans les valeurs de la substitution de Tschermak est

remarquable. Elle laisse supposer que ces chlorites ont cristallisé à des étapes différentes de

l’histoire métamorphique (Vidal et al., en préparation).

28


0,0 0,01 0,020,00

0,002

Sr

(p.f

.u.)

Fe + Mg (p.f.u.)

Unité du Mundin

Calcite - CaCO3 -Dans l’ensemble, les cristaux de calcite sont très déformés, en montrant de larges mâcles

ou bien à l’intérieur des grands cristaux des sutures de grains irrégulières (type IV de

Burkhard, 1993). Les calcites sont pauvres en fer et en magnésium, avec une valeur moyenne

de 0,15 % en poids et des valeurs extrêmes allant de 0 à 1,11 %. Par contre la teneur en

strontium est assez élevée allant jusqu’à 0,002 p.f.u. (figure I-A-14). Le strontium a plus

tendance à se localiser dans les structures orthorombique (aragonite, strontianite) que dans

la structure rhomboédrique de la calcite (Kunzler & Goodell, 1970). Dans les exemples

connus de rétromorphose de l’aragonite en calcite, il est observé que le contenu en Sr de

l’aragonite est en partie préservée dans la calcite résultant de la transition de phase (Gillet

& Goffé, 1988 ; Goffé données non publiées). Ce qui oppose ces calcites aux calcites primai-

res dont le contenu en Sr ne peut excéder quelques ppm à basse pression et est égal à zéro

au dessus de 4-5 kbar (Carlson, 1980). Ceci suggère que ces calcites de cette unité ont pu se

former pendant l’histoire métamorphique rétrograde à partir de l’aragonite (Carlson &

Rosenfeld, 1981 ; Gillet & Goffé, 1988). Mais aucune relique d’aragonite n’a pu être mis en

évidence. Certains cristaux de calcite contiennent des inclusions minérales telles que Mg-

carpholite, chlorite et micas.

Quartz - SiO2 -Le quartz est le composant majeur des métapélites et apparaît sous trois forme distinctes :

- sous forme de petits grains dans la foliation principale de la roche. Ces grains montrent

des structures de dissolution - cristallisation. Ils correspondent aux quartz détritiques origi-

nels du sédiment.

- dans les ségrégations synfoliales associé à la Mg-carpholite et aux intercroissance de

chlorite - micas. Ces cristaux de grandes tailles à extinction roulante contiennent des inclu-

sions minérales (Mg-carpholite relique, chlorite, micas). Ce quartz résulte de réactions

métamorphiques d’apparition ou de destruction de la Mg-carpholite.

figure I-A-14 : Teneur en stron-tium et en Fe+Mg des cristauxde calcite de l’unité du Mundin.La teneur en strontium la plusélevée s’observe dans les calci-tes les plus pauvres en Fe+Mg,ce qui pourrait indiquer la pré-sence d’ancienne aragonite.

29


phengitesdétritiques

chloritesdétritiques

phengites néoformées

chlorites néoformées

10 µm

- dans des veines tardives recoupant la foliation. Ces cristaux également de grandes tailles

ne contiennent aucune inclusion minérale. Ces quartz correspondent au refroidissement

tardif du bâti métamorphique.

L’UNITÉ D’ARINA

Micas blancs -(K, Na) (Al, Mg)Al AlSi3 O10 OH2-Comme dans les métapélites de l’unité du Mundin, les micas sont des phengites ou des

paragonites. Ces deux phases sont cependant plus individualisées dans cette unité. Les ana-

lyses de paragonite ont une composition proche de celle du pôle pur (tableau I-A-2).

Deux types de phengites se différentient : 1) les unes sous forme de large cristaux n’ayant

pas d’orientation particulière et montrant des zones d’altération sur les bords (figure I-A-

15). Ces minéraux sont probablement d’origine détritique. Leur composition montrent deux

caractéristiques : une substitution de Tschermak hétérogène, variant de 3,00 à 3,37 p.f.u. et

un remplissage élevé du site interfoliaire par le potassium (0,95 p.f.u.). 2) les autres de très

petite taille, peu organisés toujours en association avec les chlorites et parfois l’albite, sont

le plus souvent localisées à la périphérie des précédentes (figure I-A-15). Ceux-ci sont

néoformées et sont significatifs de l’histoire métamorphique de cette unité. Dans ce type de

phengite, on remarque globalement la substitution phengitique est fonction de la distance

avec l’unité du Mundin. Elle varie en moyenne de 3,05 à l’extérieur de l’unité à 3,35 Si p.f.u.

à proximité de l’unité du Mundin (quelques exceptions sont observées). Le déficit interfoliaire

quant à lui est irrégulier et varie de 0,75 à 0,95 p.f.u.

figure I-A-15 : Relationsentre minéraux détri-tiques et minérauxnéoformés. On distin-gue nettement les deuxtypes de minéraux. Lesminéraux les plus petitsse développent à partirdes plus grands auxformes bien définies.

30


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amas de phengitedans la foliation

Calcite

Albite

Chlorite

Quartz

phengitesbaryfères

5 µm

Certaines phengites, le plus souvent incluses dans l’albite (figure I-A-16), ont une forte

teneur en barium variant de 1,46 % à 5,38 % en poids avec un remplissage du site interfoliaire

variant de 0,75 à 0,92 % en poids. Contrairement aux descriptions précédentes de phengites

baryfères (Fortey & Beddoe-Stephens, 1982 ; Chabu & Boulègue, 1992), nous n’avons pas

observé de présence de celsiane, feldspath baryfère. Dans la structure des phengites, le Barium

se substitue au potassium par l’échange BaAl = KSi (Fortey & Beddoe-Stephens, 1982).

Chabu & Boulègue (1992) considèrent que la formation de tels minéraux se fait au cours du

métamorphisme lors de la déstabilisation de la barytine.

Chlorites (clinochlore) - Mg5Al AlSi3 O10 (OH)8 -Dans ces schistes pélitiques de l’Arina, les chlorites sont également ubiquistes. Elles sont

présentes dans la foliation en association avec les phengites ou en inclusions vermiculées

dans le quartz. Comme pour les phengites nous observons deux types de chlorites (figure I-

A-15). Des chlorites bien formées et le plus souvent de grande taille montrent sur leur bords

des zones de réaction. La composition de ces chlorites montrent de très grandes variations :

le XMg varie de 0,34 à 0,75 et la teneur en Si de 2,56 à 3,10 p.f.u. En revanche, les chlorites de

petite taille mal cristallisées, situées à la périphérie des précédentes ont des compositions

beaucoup plus homogènes : le XMg est compris entre 0,35 et 0,47 et la teneur en Si entre 2,65

et 2,85.

Nous interprétons ces observations comme pour les phengites en considérant les chlorites

de grande taille comme détritiques et les autres comme métamorphiques.

figure I-A-16 : Occurrences de phengites baryfères en inclusions dans de large cristaux d’albite.

31


2 µm

Kaolinite

Paragonite

Quartz

Albite

chlorite

micas

Mg-pumpellyite

Pumpellyite - Ca2Al2(Al, Fe3+, Fe2+, Mg) [Si2(O, OH)7][SiO4](OH, O)3 -Une seule occurrence de pumpellyite a pu être relevée dans les schistes de l’unité d’Arina.

Elle apparaît en lame mince sous l’aspect de prismes bruns trapus et maclés, non orientés.

Elle est soit associée avec des chlorites et des phengites incluses dans la foliation (figure I-

A-17) ou non. Il s’agit de pumpellyites riches en magnésium (XMg = 0,82), composition qui

les individualise clairement de celles observées dans les métabasites de la même unité pour

lesquelles le XMg vaut 0,20.

Kaolinite - Al4 [Si4O10] (OH)8 -La kaolinite a été trouvée dans des veines qui recoupent la foliation en association avec

de l’albite, de la paragonite et du quartz (figure I-A-18). Cette association réactionnelle est

très rare dans le métamorphisme, jusque là décrite uniquement en Oman où elle résulte de

la rétromorphose de l’association paragonite - quartz (Goffé et al., 1988). Cette association

kaolinite - albite n’est stable que dans des conditions de pression et de température très

basses (El-Shazly, 1995).

figure I-A-17 : Pumpellyite automorphe en association avec des chlorites et des micas.

figure I-A-18 : Association à kaolinite - albite quartz - paragonitedans des veines tardives des Bündnerschiefer

32


Dolomie

contenant desgrainsde calcite en formation

Calcite

Quartz

Chlorite

inclusionsde dolomie

Albite50 µm

0,0 0,01 0,02 0,03 0,040,00

0,002

0,004

0,006

Sr

(p.f

.u.)

Fe + Mg (p.f.u.)

Unité d'Arina

Carbonates - CaCO3 ou Ca(Fe, Mg) (CO3)2 -Les carbonates sont principalement des calcites. Ils sont fréquents dans la matrice des

schistes, plus ou moins déformés et mâclés et forment avec le quartz la foliation principale.

La calcite est également observée en cristallisation radiale dans des nodules de métaryolites.

La teneur en fer - magnésium est élevée variant de 0,00 à 2,69 % en poids (la valeur moyenne

est de 0,98 % du poids), avec des teneurs en strontium très disparate, variant de 0,0 à 0,006

p.f.u. (figure I-A-19).

La dolomie est rare dans les Bündnerschiefer. Elle a été observée en association avec des

albites dans un seul horizon très particulier de l’unité d’Arina. Ce niveau contient égale-

ment les phengites riches en barium décrites précédemmment. Chabu & Boulègue (1992)

avaient remarqué que les phengites baryfères étaient fréquemment associées à de la dolo-

mie. Ces dolomies, sous forme d’amas de petits grains en équilibre avec de la calcite (figure

I-A-20), sont très riches en fer jusqu’à 4 % en poids.

figure I-A-19 : Teneur enstrontium des calcitesde l’unité d’Arina parrapport à la teneur enferromagnésien.

figure I-A-20 : Dolomie en équilibre avec la calcite. Les niveaux dolomitiques des Bündernschierfersont également riches en phengites barifères.

33


Albite - Na Al Si3 O8 -L’albite est caractéristique des métapélites de cette unité. Le plus souvent, elle est pré-

sente sous forme de grands cristaux en général avec une mâcle de Carlsbad, mais parfois

avec une mâcle polysynthétique (figure I-A-16) en particulier pour celles qui contiennent

les phengites baryfères. Dans le cas unique de son association avec la kaolinite, elle apparaît

sous forme de prismes trapus sans mâcle.

Quartz - SiO2 -Comme dans l’unité du Mundin, le quartz est constituant majeur des schistes pélitiques

de cette unité. Dans la foliation les grains sont de taille plus importante que dans l’unité du

Mundin et apparaissent sous deux formes : des gros grains à extinction roulante et des grains

moyens recristallisés dans la foliation qui peuvent correspondre au quartz détritique. Dans

les veines, le quartz est associé uniquement à l’albite et à la calcite, la seule exception étant

la présence de kaolinite et paragonite. La taille des cristaux de quartz est alors importante et

ne montrent en général aucun signe de déformation. Contrairement aux quartz du Mundin,

ceux-ci ne contiennent aucune inclusion minérale, sauf quelques chlorites vermiculaires.

b) Les roches basiques

Comme nous l’avons présenté en introduction de ce paragraphe, des roches basiques

sont incluses dans les métapélites des deux unités. Chacun des corps de roches basiques est

intimement incorporé dans les schistes. Ils montrent en particulier le même type de défor-

mation (foliation, plis). Dans ce paragraphe, nous porterons notre attention uniquement sur

les roches de l’unité du Mundin. La minéralogie des métabasites de l’unité d’Arina (voir

tableau I-A-1) a été décrite en détail par Leimser dans sa thèse (1977) dont les principaux

résultats ont été publiés par Leimser & Purtscheller (1980).

Nous avons mis en évidence dans les métabasites de l’unité du Mundin deux minéralo-

gies distinctes (tableau I-A-1), qui ont des modes d’occurrence différents. La masse ophioli-

tique contient des associations à glaucophane, épidote, actinote, chlorite tandis que les vei-

nes tardives recoupant ces ophiolites contiennent de la riébéckite, du stilpnomélane, de

l’albite, de la chlorite et des épidotes. Le tableau I-A-3 présente les analyses à la microsonde

représentatives des deux minéralogies. La procédure analytique est identique à celle décrite

pour les métapélites.

34


Amphiboles sodiques - Na2 (Fe, Mg)3 (Al, Fe)2 Si8 022 (OH)2 -L’occurrence de ce type d’amphibole est relativement rare dans les roches basiques de la

fenêtre de l’Engadine, mais nous avons pu mettre en évidence qu’il existait deux chimies

différentes parmi les amphiboles sodiques (figure I-A-21) : le glaucophane se trouve dans

les métapillows en présence d’albite, d’actinote, de chlorite et d’épidote tandis que la

riébéckite est en association avec de l’épidote, des chlorites, du stilpnomélane et de l’albite

(Oberhänsli, 1978) dans les veines tardives.

Le glaucophane est très rétromorphosé et se présente soit sous forme de très fine baguet-

tes dans des zones moins déformées (figure I-A-22a) soit au coeur de grands cristaux

d’actinote (figure I-A-22b). Les analyses montrent que le glaucophane a une chimie cons-

tante en Fe2+ (XFe2+ = 0,5) mais aussi que la teneur en fer ferrrique varie sensiblement

depuis le glaucophane s.s. (XFe3+ = 0,2) jusqu’aux crossites (XFe3+ = 0,4). Ces compositions

sont significativement différentes de celles des amphiboles sodiques décrites par Leimser &

Purtscheller (1980) pour l’unité d’Arina et qui ont des XFe2+ et XFe3+ plus élevés

(0,50<XFe2+<0,70 ; 0,45 < XFe3+ <0,60, voir figure I-A-21).

MASSE OPHIOLITIQUE VEINESéchantillon Mundin941c Engd931cminéraux Act Gln Gln Chl Rbk Chl Czo Stpn° d'analyse AC1 GL3 GL9 CHL1 AM2 CH8 1 STI1

SiO2 54,56 56,48 56,10 27,00 52,83 27,18 37,16 44,20TiO2 0,02 0,15 0,02 0,03 0,01 0,03 0,08 0,00Al2O3 0,83 9,53 7,78 18,29 2,57 18,12 23,39 6,04FeO 1 14,37 16,85 17,81 24,54 28,39 20,57 11,74 28,76MnO 0,24 0,04 0,13 0,41 0,68 0,40 0,09 0,81MgO 14,43 6,79 7,29 14,76 3,86 18,52 0,00 5,03CaO 12,36 0,60 1,29 0,32 0,42 0,17 23,12 0,24Na2O 0,35 6,77 6,68 0,00 6,53 0,01 0,00 0,22K2O 0,03 0,01 0,02 0,06 0,00 0,02 0,00 3,75BaO 0,12 0,00 0,03 0,00 0,2 0,14 0,13 0,04F 0,09 0,00 0,14 0,00 0,00 0,58 0,42 0,00total 97,41 97,21 97,29 85,40 95,5 85,73 96,14 89,10

Si 7,94 7,97 8,00 2,92 7,99 2,89 3,09 7,74Ti 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00Al 0,14 1,59 1,31 2,33 0,46 2,27 2,29 1,25Fe3+ 0,003 0,403 0,443 - 1,483 - 0,822 -Fe2+ 1,75 1,59 1,68 2,22 2,11 1,83 - 4,21Mn 0,03 0,00 0,02 0,04 0,09 0,04 0,01 0,12Mg 3,13 1,43 1,55 2,38 0,87 2,93 0,00 1,31Ca 1,93 0,09 0,20 0,04 0,07 0,02 2,06 0,04Na 0,10 1,85 1,85 0,00 1,92 0,00 0,00 0,08K 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,84Ba 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00F 0,04 0,00 0,06 0,00 0,00 0,19 0,11 0,00

XMg 0,64 0,47 0,48 0,52 0,29 0,62 - -

1 FeO représente tout le fer; Fe2O3 n'a pas été mesuré.2 tout le fer es considéré comme étant du Fe3+

3 Fe3+ est calculé à parti du déficit de charge sur 23 atomes d'oxygène

tableau I-A-3 : Analyses à la microsonde, représentatives des associations minérales desmétabasites de la fenêtre de l’Engadine

35


XFe3+0 1

1

crossite

ferro-glaucophane

glaucophanemagnesio-riebeckite

riebeckite

ophiolites du Mundinveines tardives dans lesophiolites du Mundin

Oberhänsli (1977)

Leimser & Purtscheller (1980)

XFe

2+

données de

albite

albite

chloriteglaucophane

actinote

actinote épidote

10 µm

opaques

a

b

glaucophane

chlorite

actinote

épidote

opaques

10 µm

figure I-A-21 : Composi-tions chimiques des am-phiboles sodiques desdifférentes unités de lafenêtre de l’Engadine.

figure I-A-22 : Amphiboles sodiques des ophiolites du Piz Mundin. a)Glaucophane en relique sousforme de baguettes dans des zones protégées. b) Relique et pseudomorphose de glaucophane.

36


riébéckitestilpnomélane

chlorite

matrice de calcite 10 µm

La riébéckite se rencontre dans des veines tardives remplies de calcite recoupant la masse

des ophiolites, sous forme de grands cristaux en association avec le stilpnomélane (figure I-

A-23). Les analyses montrent que la teneur en fer dans ces amphiboles sodiques est élevée ;

le XFe2+ est compris entre 0,50 et 0,75 et le XFe3+ entre 0,70 et 0,80 (figure I-A-21). Il existe

donc un contraste marqué entre la composition des amphiboles précoces (glaucophane s.s.)

et celle des amphiboles tardives (riebéckite s.s.).

Chlorites (clinochlore) - Mg5Al AlSi3 O10 (OH)8 -Les chlorites des roches tardives s’observent aussi bien dans les veines tardives que dans

la masse des ophiolites. La teneur en magnésium est plus élevée en présence de glaucophane

(XMg = 0,59 ± 0,03 p.f.u.) qu’en présence de riébéckite (XMg = 0,50 ± 0,02 p.f.u.), mais par

contre la substitution de Tschermak est la même dans les deux types de roches (Si = 2,88

p.f.u.).

Stilpnomélane - (K, Na, Ca)0,6 (Mg, Fe2+, Fe3+)6 Si8Al (O, OH)27 .2-4H2O -Le stilpnomélane est présent uniquement dans les veines tardives en présence de chlorite,

épidotes et riebéckite. Il apparaît sous forme d’amas de paillettes brunâtres (figure I-A-23).

Le stilpnomélane est un minéral pouvant accommoder de nombreuses substitutions, en par-

ticulier le fer peut être présent sous ses deux états d’oxydations, sa formule structurale est

difficile à calculer parce que le nombre total d’atomes d’oxygène peut varier. Cependant, la

couleur brun et la grande quantité de fer total dans les analyses suggèrent que l’on est pro-

che d’un ferristilpnomélane (Deer et al., 1992)

figure I-A-23 : Minéralogie des veines tardives dans les ophiolites du Piz Mundin. On observeune association à riébéckite, stilpnomélane, épidote et chlorite.

37


chlorite

Albite sansinclusion

Albite avecinclusions

baguettes de pumpellyiteordonnées

baguettes de pumpellyite

radiales

0,5 µm

Epidotes - Ca2Al2O (Al,Fe3+) OH [Si2O7][SiO4] -Avec les chlorites, l’albite et l’actinote les épidotes forment la matrice de ces roches. Le

plus souvent elles apparaissent en petits prismes. Les analyses montrent qu’elles sont riches

en fer (Fe3+ = 0.82 p.f.u., tableau I-A-3).

Amphiboles calciques - Ca2 (Al, Fe, Mg) (Fe, Mg)4 (Si, Al)Si7 022 (OH)2 -Deux générations d’amphiboles calciques se côtoient dans les ophiolites : les amphiboles

primaires, et les amphiboles métamorphiques. Les premières sont des hornblendes, héritées

de l’origine magmatique de ces roches (Heugel, 1975) et les secondes appartiennent à la

solution solide trémolite - actinote (tableau I-A-3) avec un contenu en magnésium assez

élevé (XMg2+ = 0,64 p.f.u.). Comme le montre la figure I-A-22b ces amphiboles sont issues

de la destruction du glaucophane.

Pumpellyite - Ca2Al2 (Al, Fe3+, Fe2+, Mg) [Si2(O, OH)7][SiO4](OH, O)3 -La pumpellyite des roches basiques est très différentes de celle que nous avons décrite

précédemment dans les pélites. Elles diffèrent par leur mode de cristallisation en cristaux

xénomorphes et leur composition chimique, en particulier, la teneur en magnésium est très

faible (XMg = 0,20).

Outre leur cristallisation dans la masse des roches basique, la pumpellyite associée à la

chlorite est présente en fine baguettes dans des vacuoles des pillows (figure I-A-24). Sa

composition est la même que les précédentes.

figure I-A-24 : Vacuolesdes pillows écrasée con-tenant une association àpumpellyite, chlorite etalbite.

38


2- Les Grisons

Dans cette région nous retrouvons le même type de minéralogie que dans la fenêtre de

l’Engadine aussi bien dans les métapélites que dans les roches basiques (figure I-A-25).

Ainsi dans les ophiolites l’occurrence et la chimie du glaucophane ont été décrites en détail

(Heim & Schmidt, 1891 ; Naboltz, 1945 ; Oberhänsli, 1977, 1978). Les paragenèses sont les

mêmes que celles décrites dans la fenêtre de l’Engadine, si ce n’est que la composition des

amphiboles sodiques est plus riche en magnésium et en Fe3+ (figure I-A-26).

Les métapélites se distinguent de celles de l’Engadine par la présence de chloritoïde et

de ferrocarpholite (Goffé & Oberhänsli, 1992). Si les roches basiques sont bien connues

depuis plus d’un siècle, les métapélites ont fait l’objet de peu de travaux. Nous avons donc

étudié plus particulièrement ces roches et compléter par un travail de détail les observa-

tions préliminaires de Goffé & Oberhänsli (1992).

Comme l’ont suggéré plusieurs auteurs (Ring et al., 1990 ; Ferreiro-Mählmann, 1995),

nous observons une augmentation du métamorphisme depuis le nord-est jusqu’au sud-ouest.

Cette évolution apparaît beaucoup plus importante qu’elle semblait. On passe ainsi dans les

métapélites d’associations index d’un faible degré de métamorphisme à albite, phengite,

chlorite où la température n’a pas dépassé 240°C (figure I-A-27) à des associations index

d’un métamorphisme HP-BT à (Fe, Mg)-carpholite, chloritoïde, phengite et chlorite (figure

I-A-25). Les limites d’apparition des différents minéraux métamorphiques tel que la

carpholite et le chloritoïde, sont parallèles à la foliation.

figure I-A-25 :Carte des occur-rences des miné-raux index d’unmétamorphismeHP-BT dans lesGrisons. La li-mite d’appari-tion desces miné-raux est localiséeau l’est de Chur,le long d’une li-gne N-S. Les fi-gurés géologi-ques sont les mê-mes que ceuxprésentés sur lafigure I-A-3.

QQQQ¢¢¢¢

Davos

Chur

Thusis

Suretta

Platta

Arosa

Prättigau

TamboAdula

Ilanz

QQQ

¢¢¢

N

apparition duchloritoide

apparition de lacarpholite

QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢

Avers

Mg- carpholitepréservée

Mg-carpholiterelique

association àAb, Chl, Phe

chloritoide

glaucophane

grenatomphacite

Ophiolites

Métapélites

10 km

Vals

Misox

39


y

yy

Chur

y

y

Avers

Aar

Gothard Platta

Margna

Tambo

Adula

Age obtenus à partir de traces de fission sur des zircons

Isochrones

21

16

19

66

60

61

74

72

807825

11197

2119

21

2228

16

1416

13

1212

19

2120

isotherme 240°C

1520

20

90

70

10070

70

6174

105

10 km

N

figure I-A-27 : Carte des âges obtenus à partir de traces de fission sur zircons (d’après Weh, 1998).On peut remarquer que l’isotherme 240°C est parallèle à la limite d’apparition de la carpholiteprésentée sur la figure I-A-25. Les Bündnerschiefer situés au nord de cet isotherme n’ont jamaissubi de métamorphisme supérieur aynt des températures supérieurs à 240°C, ce qui n’est pas lecas pour la zone à carpholite, chloritoïde.

XFe

2+

XFe3+

0 1

1

crossite

ferro-glaucophane

glaucophaneMg-

riebeckite

riebeckite

Unitédu Mundin

veinestardives

Unitéd'Arina

Vals

figure I-A-26 : Comparaison dela composition des amphibolessodiques de la fenêtre de l’En-gadine avec la composition decelles décrites dans les ophio-lites de Vals (Oberhänsli, 1977).

40


zone HP zone BProches métapélites roches basiques* métapélitesminéraux Vals MisoxCarpholite u uParagonite u uPhengite u u uChlorite u u u u uChloritoide uAlbite u u uQuartz u u u u uCalcite u u u u uGlaucophane uCrossite uEpidote u uActinote u uGrenat uOmphacite u

* données de Oberhänsli (1986)

PARTIE SUPERIEURE PARTIE INFPERIEUREzone à carpholite seule zone à carpholite et chloritoïde

échantillon Chur941b Val Safien9502minéraux Car Car Phe Chl Car Ctd Chl Phe Pgn° d'analyse CP3 CP4 PH3 CH1 CP2 M2 CH1 1.2 3.4

SiO2 38,32 37,99 48,73 29,03 35,91 24,56 25,84 50,29 47,92TiO2 - - 0,06 0,03 - 1,82 0,05 0,12Al2O3 31,41 30,89 32,77 21,99 27,58 40,13 21,43 28,96 39,17FeO 11,26 10,51 1,18 25,24 13,69 20,37 20,55 2,33 0,34MnO 0,86 0,87 0,02 0,09 0,24 0,97 0,06 0,01 0,00MgO 5,35 5,92 1,60 11,82 9,45 1,63 17,04 2,82 0,27CaO - - 0,02 0,45 - 0,06 0,37 0,02 0,19Na2O - - 0,38 0,06 - 0,54 0,08 0,19 6,41K2O - - 9,43 0,04 - 0,66 0,04 9,95 1,06BaO - - 0,05 0,10 - 0,00 0,06 - -F 0,10 0,60 0,00 0,67 0,65 0,00 0,35 0,17 -total 87,34 86,45 94,24 85,70 88,03 90,74 85,52 95,04 95,35

Si 2,00 2,00 3,24 2,72 1,91 2,04 2,73 3,38 3,05Ti - - 0,00 0,01 - 0,11 0,01 0,01 -Al 2,01 1,99 2,57 2,83 1,67 3,93 2,66 2,28 2,46Fe3+ 0,00* 0,01* - - 0,33* 0,07+ - - -Fe2+ 0,51 0,48 0,07 2,34 0,27 1,34 1,81 0,13 0,02Mn 0,04 0,04 0,00 0,01 0,01 0,07 0,01 0,00 0,00Mg 0,43 0,48 0,16 1,92 0,73 0,20 2,68 0,28 0,03Ca - - 0,01 0,05 - 0,01 0,04 0,00 0,01Na - - 0,05 0,01 - 0,01 0,02 0,03 0,79K - - 0,80 0,01 - 0,14 0,01 0,85 0,09Ba - - 0,01 0,01 - 0,00 0,00 - -F 0,02 0,10 0,00 0,23 0,11 0,00 0,00 0,04 -

XMg 0,43 0,48 0,48 0,45 0,73 0,13 0,60 0,68 0,59

* Fe3+ est calculé comme étant égal à (2-Al)+ Fe3+ est calculé comme étant égal à (4-Al)

tableau I-A-5 : Analyses à la microsonde, représentatives des associations minéra-les des métapélites des Grisons.

tableau I-A-4 :Paragenèses miné-rale des métapélitesHP des Grisons

41


Le tableau I-A-4 présente les différentes paragenèses trouvées dans les métapélites des

Grisons et le tableau I-A-5 les analyses représentatives des minéraux métamorphiques des

métapélites. Par contraste avec la fenêtre de l’Engadine, les mauvaises conditions d’affleu-

rement limitent souvent l’observation. Les occurrences reportées (figure I-A-25) de ces

minéraux de haute pression se trouvent ainsi sous estimées. A chaque occasion où ces con-

ditions d’affleurement se sont révélées excellentes (dans le Val Safien par exemple), les

occurrences de carpholite sont extrêmement nombreuses et quasiment continues le long

d’une coupe. Nous nous décrirons uniquement les paragenèses de haute pression des

métapélites, celles de roches basiques ayant déjà fait l’objet de nombreux travaux (Heim &

Schmidt, 1891 ; Naboltz, 1945 ; Oberhänsli, 1977).

Carpholite - (Mg,Fe) Al2 Si2 O6 (OH, F)4 -Comme dans la fenêtre de l’Engadine, la carpholite est présente dans des ségrégations

synfoliales de quartz et calcite sous forme de longues fibres, vertes pâles. L’aspect et la com-

position de la carpholite n’est cependant pas identique dans l’ensemble de la région.

La ferrocarpholite - XMg variant de 0,45 à 0,50 - est localisée à l’est, près du contact avec

la zone à albite dans la vallée du Domschleg. Elle est en relique au nord près de Chur et bien

préservée au sud près de Thusis (figure I-A-25).

La magnésiocarpholite, toujours en relique ou en pseudomorphoses à chlorite - micas

(figure I-A-28), apparaît plus à l’ouest dans les unités structuralement les plus profondes,

près de du massif de l’Adula où un métamorphisme de type éclogitique à été décrit (Heinrich,

1982, 1986 ; Partsch, 1996 ; Meyre, 1998). Le XMg varie de 0,51 à 0,73 et la teneur en fluor est

assez faible pour l’ensemble des analyses (F < 1 % du poids).

figure I-A-28 : Pseudomorphosesde carpholite du Val Safien. Lacarpholite est remplacée parl’association à chlorite - micas.

calcite

quartz

10 µm

association àchlorite-micas

chlorite

micas

42


F-apatitech

lorit

oide

quartz

chlorite- micas

radiolaire

0,1 µm

Chloritoïde - (Fe2+, Mg)2 (Al,Fe3+) Al3 Si2 O10 (OH)4 -Les occurrences de chloritoïde dans l’ensemble des Grisons restent rares (figure I-A-25).

Elles se localisent uniquement dans le Val Safien, près d’Hinterheim et au sud de Lugnez. Il

apparaît en lame mince sous forme de baguette trapues de couleur bleue foncée. Le chloritoïde

est en association soit avec chlorite, micas et carpholite soit avec chlorite, micas et apatite. Dans

cette dernière association un radiolaire a pu être observé dans une lame à chloritoide (figure I-

A-29). Cette lame provient de la zone proche du contact avec les nappes de Schams. Les analy-

ses montrent une teneur modérée en magnésium (XMg = 0,125 à 0,15).

Chlorites (clinochlore) - Mg5Al AlSi3 O10 (OH)8 -Les chlorites de cette région ont un aspect semblable à celles décrites dans l’unité du

Mundin (fenêtre de l’Engadine). Ces chlorites ont des compositions homogènes dans le

domaine sans chloritoïde (0,45 ≤ XMg ≤0,5). En présence de celui-ci, les teneurs en magné-

sium sont plus élevées (XMg = 0,60). Les teneurs en silicium sont relativement constantes

dans l’ensemble des lames que nous avons étudiées (Si = 2,7 p.f.u.).

Micas blancs - (K, Na) (Al, Mg)Al AlSi3 O10 OH2 -Nous avons pu observer la présence de deux types de micas dans les métapélites : les

phengites et la paragonite. Contrairement à la fenêtre de l’Engadine, la paragonite est clai-

rement exprimée dans les échantillons contenant de la Mg-carpholite. Les analyses mon-

trent une paragonite proche du pôle pur, avec un déficit en alcalins autour de 0,05 p.f.u.

La substitution de Tschermak dans les phengites est assez élevée (3,20 ≤ Si ≤ 3,40), et le

déficit en alcalin est élevé (la somme alcalin varie de 0,85 à 0,70). Si l’on regarde une grande

série d’analyses faites dans un niveau structuralement constant dans le Val Safien sur les

figure I-A-29 : Lame mince montrant la paragenèsechloritoïde, chlorite, micas en association avec unradiolaire. Cet échantillon provient du Val Safien.

43


micas (Jonas, 1997), on peut voir que les analyses sont constantes aussi bien pour la teneur

en Si (3,20-3,30) que pour le déficit en alcalin (0,2-0,25) dans les roches à carpholites sans

chloritoïde. En présence de celui-ci,la substitution phengitique augmente (Si = 3,35-3,40)

tandis que le déficit en alcalin décroit (0,15).

En conclusion nous pouvons dire que la minéralogie de cette région s’individualise de

celle de la fenêtre de l’Engadine par la présence de chloritoïde. Nous pouvons remarquer

que la chimie des minéraux, chlorite, Mg-carpholite et micas, est constante dans l’ensemble

de la région pour les associations sans chloritoïde. L’apparition de ce dernier modifie les

coefficients de partage entre minéraux et donc les compositions avec une augmentation de

la teneur en magnésium dans les chlorites et la carpholite et de la substitution de Tschermak

dans les micas. Dans la chlorite et la Mg-carpholite, la teneur en magnésium augmente en

présence de chloritoïde tandis que la substitution de Tschermak dans les phengites aug-

mente.

En reportant les données de la minéralogie sur la structure des unités penniques en pro-

fondeur (figure I-A-4), nous mettons clairement en évidence une continuité en profondeur

des différentes zones métamorphiques (figure I-A-30). Nous pouvons donc généraliser l’ap-

pellation unité du Mundin et unité d’Arina pour les unités contenant ou non des minéraux

de haute pression à la zone des Grisons.

figure I-A-30 : Coupe structurale depuis la fenêtre de l’Engadine jusqu’aux Grisonsmontrant la continuité des unités métamorphiques (unité d’Arina et du Mundin) sousles nappes austroalpines.

QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢

NESO

0 km

10 km

0 km 10 km

A A'DavosThusis

valléede l'Inn

Nauders

Mables


Grisons

Arosa Falknis

Prättigau

Ramosch

Tasna

ségrégation synfoliaireà albite - chlorite - micas

chloritoide

glaucophanepartiellementrétromorphosée

pseudomorphose

préservée

Mg-carpholite

Unité du Mundin

Unité d'Arina

44


-0,4

-0,6

-0,2

0,0

0,2

-0,4 -0,2 0,0 0,2log (Fe/Mg)Chl

log

(Fe/

Mg)

Car

fenêtre de l'Engadine

Grisons

y = 0,924x - 0,055 r2 = 0,874

a

KD = 1,15

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

-0,4 -0,2 0,0log (Fe/Mg)Car

log

(Fe/

Mg)

Ph

e

y = 0,925x - 0,371 r2 = 0,824

KD = 2,35

b-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

-0,4 -0,2 0,0log (Fe/Mg)Chl

log

(Fe/

Mg)

Ph

ey = 0,999x - 0,424 r2= 0,820

KD = 2,65

c

III. PÉTROLOGIE

1- Partage entre Fe2+ et Mg2+

Afin de savoir si les minéraux des paragenèses indiquant des conditions métamorphiques de

haute pression et basse température (Mg-carpholite, chlorite, phengite) sont en équilibre ou non

pour les échantillons de la fenêtre de l’Engadine et des Grisons, nous avons étudié le partage

entre Fe2+ et Mg2+ dans ces différents minéraux. Si les minéraux ferro-magnésiens considérés

cristallisent sur un intervalle de température réduit, où dans l’hypothèse où les coefficients de

partage entre ces éléments varient peu en fonction de la température - ce qui est le cas pour le

couple Mg-carpholite/chlorite (Vidal & Theye, 1996) - les réactions d’échange Fe-Mg sont carac-

térisées par une valeur singulière, le KD. Pour une réaction d’échange entre deux minéraux A et

B, le KD est calculé par l’équation. Si l’équilibre entre Fe et Mg est réalisé, on doit obtenir une

droite dans un diagramme. Ainsi les rapports Fe2+/Mg2+ ont été reportés par paire dans des dia-

grammes à échelle logarithmique (figure I-A-31). Pour chacun des couples carpholite/chlorite,

carpholite/phengite, chlorite/phengite, les résultats montrent une forte corrélation : les pentes

des droites de régression sont proches de 1 (figure I-A-31).

Pour le couple carpholite/chlorite, la valeur calculée, KD= 1,1 ± 0,1, est similaire à celles

classiquement décrites dans la littérature (voir Vidal & Theye, 1996). En particulier cette

valeur est très proche de celle décrite en Crète (1,2) par Theye et al. (1992).

En dehors de la zone à Mg-carpholite, l’équilibre entre les minéraux n’est pas toujours

réalisé. Comme nous l’avons signalé précédemment, on observe la persistance de minéraux

détriques avec des minéraux néoformés (figure I-A-15). Sur la base de critères optiques tels

que ceux présentés sur la figure I-A-15 nous avons selectionné les minéraux néoformés.

Pour ceux-ci, le diagramme montre une moins bonne corrélation que celle observée dans

l’unité du Mundin, néanmoins on peut dégager une certaine tendance (figure I-A-32).

figure I-A-31 : Coefficients de partage Fe-Mg entre carpholite, chlorite et micas dans les rochesde la fenêtre de l’Engadine et des Grisons sans chloritoide. Ces données montrent une bonnecorrélation entre les différents couples de minéraux

Le domaine Valaisan

45

Engadine-Grisons

2- Estimations des conditions de pression et de température

Les occurrences de Mg-carpholite dans les métapélites et de glaucophane dans les

métabasites témoignent d’un événement métamorphique dans les conditions du faciès schistes

bleus. Une estimation plus fine des conditions de pression (P) et de température (T) est

néanmoins indispensable. Pour ce faire nous avons utilisé le programme de calcul thermo-

dynamique Ge0calc de Brown et al. (1988), avec la base de données de Berman (1988),

complétée des données de Vidal et al. (1992) pour la Mg-carpholite, de Patrick (voir Vidal &

Theye, 1996 ou Goffé & Bousquet, 1997) pour le chloritoïde.

Les activités des minéraux ont été calculées sur la base d’un modèle de solution idéale à

un site pour la Mg-carpholite (Vidal et al., 1992) et pour le Mg-chloritoïde (Vidal et al., 1994)

et d’un modèle à six sites énergétiquement équivalents pour la chlorite (Vidal et al., 1992).

Le modèle de solution solide et les données thermodynamiques des phengites sont celles

décrites par Massonne (1922, 1995).

a) Fenêtre de l’Engadine

MÉTAPÉLITES

L’unité du Mundin

Dans ces roches qui contiennent de la Mg-carpholite, l’ensemble des minéraux ont une

teneur élevée en magnésium (tableau II-A-2) et les activités des pôles magnésiens dans les

minéraux naturels est relativement élevée. L’utilisation des données thermodynamiques pour

les différents pôles magnésiens est justifiée (système de référence KMASH). Dans ce sys-

tème, nous calculons la pression à partir de la composition des phengites (en particulier la

teneur en Si), en utilisant l’équilibre entre les pôles purs céladonite (Cel) et muscovite (Ms)

en présence de chlorite (Chl), quartz (Qz) et Mg-carpholite (Car) (figure I-A-33)

3Car + 2Cel = 2Ms + Chl + 5Qz + 2H2O (équation I-A-1)

Le calcul de la température d’équilibre est impossible à contraindre à l’aide de l’assemblage

figure I-A-32 : Coefficient de partage Fe - Mgentre chlorite et micas dans les roches del’unité d’Arina de la fenêtre de l’Engadine.Bien que la corrélation ne soit pas très claire,on peut noter une certaine tendance (droiteen pointillé).-2,5

-1,0

0,0

-1,0 0,0log (Fe/Mg)Chl

log

(Fe/

Mg)

Ph

e

46


10

0

20

200 300 500400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

contenu en Si dansles phengites

XMg du chloritoide

domaine de stabilité de la Mg-carpholiteen présence de kaolinite et pyrophyllite

réaction d'apparition de la carpholiteà partir de l'association chlorite - micas

3,30

0,15

2H 2O + 5Qz + Chl + 2Ms3Car + 2Cel

Car

Prl

Pr l +

H2 O

2Qz +

Kln

5Car + 9Qz

W+

3Q

z+

Ky

2H 2O + 4Prl + Chl

2H2 O + Qz + 5CarChl + 4Kln

H2

O +

Qz

+ C

td

zone inférieure(Mg-carpholite relique)

zone supérieure(Mg-carpholite préservée)

Conditions métamorphiquesdes métapélites

de l'unité du Mundin

0,15

0,10

Conditions métamorphiques de la

3,053,103,20

3,303,40

minéralogique (Mg-carpholite, chlorite, phengite, quartz). L’estimation maximale des conditions

de température peut être estimée à l’aide de l’équilibre Mg-carpholite - chloritoïde (Ctd),

Car = Ctd + Qz + H2O (équation I-A-2)

qui ne dépend que de la température (figure I-A-33). Le chloritoïde n’étant pas présent

dans la fenêtre de l’Engadine, les conditions de température «réelles» seront donc plus fai-

bles que celles déterminées à l’aide de l’équation I-A-2. Nous avons calculé une composi-

tion de chloritoïde qui devrait être en équilibre avec la Mg-carpholite et la chlorite, si les

conditions de pression et de température le permettaient. Ce calcul a été fait sur la base du

coefficient de partage fer - magnésium entre la Mg-carpholite et le chloritoïde (Kd) des

métapélites de Crète (Theye et al., 1992). Ainsi pour le calcul de la composition chimique du

chloritoïde, nous avons choisi une valeur de Kd égale à 8 (Theye et al., 1992). Ce choix est

justifié par les associations à chloritoïde des Grisons, qui montrent des compositions en fer

et magnésium identiques à celles de la Crète (voir précédemment).

figure I-A-33: Esti-mations PT pourles métapélites del’unité du Mundin.Les conditionsmétamorphiquessont déterminéespar l’équilibre en-tre la carpholited’une part et l’as-sociation chlorite -micas d’autre part.La différence depression calculéeentre les zones in-férieure et supé-rieure est assez fai-ble (~1 à 2 kbar).

Le domaine Valaisan

47

Engadine-Grisons

0,4

0,3

0,2

0,1

0,00,00 0,01 0,02 0,03 0,04 0,05 0,06

300

350

400

450

500550

contenu en Mg dans la calcite

cont

enu

en F

e dan

s la d

olom

ite

Samp9316

Samp9313

Les conditions de températures maximales se situent entre 325 et 375°C, selon les com-

positions de Mg-carpholite choisies et les pressions entre 11 et 13 kbar pour la partie supé-

rieure où la Mg-carpholite est bien préservée et des pressions entre 12 et 14 kbar pour la

partie inférieure où la Mg-carpholite est présente en relique (figure I-A-3). Nous n’avons

pas de limites inférieures pour la température. La considération de températures plus fai-

bles (~250°C) ne change pas sensiblement la pression (la courbe d’équilibre à une pente

faible, figure I-A-33). Des températures autour de 250°C pour des pressions d’au moins 10

kbar impliqueraient des conditions «extrêmement froides», en dessous d’un gradient géo-

thermique de 10°/km.

L’unité d’Arina

Dans cette unité, nous n’avons pas de minéraux spécifiques permettant de quantifier le

métamorphisme ayant affecté les métapélites. Nous avons combiné plusieurs méthodes d’es-

timations des conditions de pression et de température : l’équilibre entre les chlorites et les

micas, la présence de pumpellyite et l’équilibre calcite - dolomite.

- Equilibre calcite - dolomite

Dans les échantillons où elle présente, la dolomie est en équilibre avec la calcite (figure I-A-

20). La calcite contient un peu de fer et de magnésium (voir analyses en annexe) tandis que

la dolomite [CaMg(CO3)2] forme une solution solide avec la sidérite [CaFe(CO3)2]. Les quan-

tités de fer et de magnésium dans la calcite (Cc) et la dolomite (Dol) est fonction des condi-

tions de température (Bickle & Powell, 1977 ; Powell et al., 1984 ; Anovitz & Essene, 1987). A

partir de l’équilibre

[Ca(Fe,Mg)(CO3)

2]

Dol = [Ca(Fe,Mg)(CO

3)

2]

Cc(équation I-A-3)

Powell et al. (1984) ont établi un géothermomètre fonction de la teneurs en magnésium dans

la calcite et de la teneur en fer dans la dolomite. En utilisant cette méthode, nous avons

calculé une température d’équilibre autour de 300°C (figure I-A-34) pour les roches de

l’unité d’Arina.

figure I-A-34 : Températures calcu-lées à partir du géothermomètrecalcite - dolomite

48


10

0

20

200 300 500400

TEMPERATURE (°C)

0,4

0,4

0,3

activité de la clinozoisitedomaine de stabilitéde la pumpellyite

A

BH 2O + Ab + Chl + Ms

Cel + Pg

Prl

Prl +

H2 O

2Qz +

Kln

W+

3Q

z+

Ky

3,50

3,40

3,30

3,20

3,10

3,05

PR

ESS

ION

(k

bar

)

contenu en Sidans les phengites3,30

équ

ilib

re c

alci

te-d

olo

mie

Conditions métamorphiquesdes métapélites

de l'unité d'Arina

-Equilibre chlorites - micas

Pour étudier les conditions d’équilibre des paragenèses à chlorite, phengite, paragonite et albite,

nous nous sommes placés dans le subsystème NKMASH. Dans ce système, l’équilibre

6Pg + 2Cel = 5Ms + Chl + 6Ab + 2H2O (équation I-A-4)

nous donne des indications de pression (figure I-A-35). L’activité de la chlorite, en accord

une moyenne des analyses, a été fixée à 0,1. Nous obtenons ainsi à 300°C des pressions

autour de 6-7 kbar pour les phengites les plus substituées (Si=3,30 à 3,35).

- Stabilité de la pumpellyite

Dans le subsystème pélitique CKMASH, la pumpellyite (Pmp) se déstabilise en lawsonite

(Lw) et clinozoisite (Czo) avec la pression selon la réaction

Pmp + Ms + 2Qz + H2O = Cel + 2Lw + Czo (équation I-A-5)

figure I-A-35 : Synthèsedes conditions PTcalculées pour lesmétapélites de l’unitéd’Arina.

Le domaine Valaisan

49

Engadine-Grisons

et en clinozoisite avec température, selon la réaction

7Ms + 12 Pmp + 10 Qz = 24 Czo + Chl + 7Cel + 2H2O (équation I-A-6)

Les équations II-A-4 et II-A-5 nous donnent le domaine de stabilité de la pumpellyite dans

les métapélites en absence de lawsonite et de clinozoisite. Nous avons fixé l’activité de la

lawsonite à 1 et celle la clinozoisite entre 0,3 à 0,4. En effet pour des conditions

métamorphiques variant de 2 à 20 kbar et de 250 à 600°C, l’activité de la clinozoisite varie

peu (de 0,3 à 0,4 ; Evans, 1990). Ce n’est que dans des conditions extrêmes (pression supé-

rieures à 20 kbar) que l’activité de la clinozoisite prend des valeurs supérieures à 0,5 (Sch-

midt & Poli, 1994 ; Poli & Schmidt, 1998). Avec ces valeurs d’activité, nous obtenons des

conditions métamorphiques compatibles avec celles calculées dans les autres systèmes, c’est-

à-dire des pressions variant entre 5 et 7 kbar et des températures se situant autour de 300°C

(figure I-A-35).

MÉTABASITES

Unité du Mundin

Le nombre de phases présentes dans les ophiolites du Piz Mundin étant faible (variance

du système élevée), nous ne pouvons déterminer les conditions de température atteintes

par ces roches. Nous avons considéré que les températures étaient identiques pour les ophio-

lites et pour les métapélites qui les contiennent, c’est-à-dire entre 325 et 375°C.

Les conditions de pression ont été déterminées en combinant nos estimations avec celle

faites par Evans (1990) pour des roches basiques contenant des amphiboles sodiques. Les

compositions des glaucophanes de la phase de haute pression (ferroglaucophane et crossite)

sont équivalentes aux compositions 2 et 4 d’Evans (figure I-A-36). Les relations de phases

des paragenèses à actinote (Act), chlorite, glaucophane (Gln), albite, épidote (Ep) (figure I-

A-37a) nous permettent de calculer une réaction d’équilibre

5Act + 7Pmp + 11Chl +58 Ab = 29 Gln +19 Ep + 35 H2O (équation I-A-7)

figure I-A-36 : Compositions typeschoisies par Evans (1990).

XFe3+0 1

1

crossite

ferro-glaucophane

glaucophanemagnesio-riebeckite

riebeckite

XFe

2+

2 6

5

4

1 3

50


A

N

M

CChl

Lw

Cro

Act

Ab

Relations de phase dans lesroches basiques de l'unité d'Arina

c

A

N

M

CChl

Stp

Rbk

Ep

Cc

Ab

A

N

M

CChl

Act

Gln

Ep

Pmp

Ab

+H2O+Qz

+H2O+Qz

+H2O+Qz

Relations de phase dans les ophiolites du Piz Mundin

Relations de phase dans les veines tardives

a b

A = Al2O3 + Fe2O3C = CaO

N = Na2O + K2O

M = MgO + FeO + MnO

Les réactions d’apparition de la lawsonite à partir du glaucophane et de l’épidote, calculées

par Evans (1990), nous donnent une limite supérieure en pression (figure I-A-38). Ainsi

nous obtenons pour des températures autour de 350°C des pressions de l’ordre de 10 à 12

kbar (figure I-A-38), ce qui est comparables aux pressions obtenues pour les métapélites

(11-13 kbar).

Les paragenèses à riébéckite, chlorite, stilpnomélane, albite, épidote (figure I-A-37b) dans

les veines tardives remplies de calcite et recoupant la masse ophiolitique sont caractéristi-

ques des faciès à prehnite - pumpellyite et schistes verts (Oberhänsli, 1986), c’est-à-dire de

pressions d’environ 4 kbar pour des températures de l’ordre de 250°C (figure I-A-39). Vu

leur mode d’occurrence dans des veines tardives, nous pensons que ces associations se sont

formées pendant l’histoire rétrograde de l’unité du Mundin.

L’unité d’Arina

Les amphiboles sodiques, décrites par Leimser & Purtscheller (1980), sont des crossites

assez riches en Fe2+ (figure I-A-21), équivalentes ou presque à la composition n°6 d’Evans

(figure I-A-36). Ces amphiboles sont en association avec la lawsonite, des chlorites, de

l’actinote, de l’albite, des épidotes et de la pumpellyite (Leimser & Purtscheller, 1980). Les

relations de phases des paragenèses à crossite (Cro), chlorite, albite et lawsonite (figure I-A-37c)

figure I-A-37 : Relations dephase dans les rochesbasiques de la fenêtre del’Engadine. a) Roches àglaucophane du PizMundin. b) Veines àriébéckite. c) Roches àcrossite de l’unitéd’Arina.

Le domaine Valaisan

51

Engadine-Grisons

300 500

EBS

LBS

Lw

+Jd

+D

i

G

ln+C

zo+Q

z+W

19Gln+19Czo+H2O

58Ab+7Pmp+11Chl+5Tr

GS

PA

10

0

20

200 400

TEMPERATURE (°C)

domaine de stabilité duglaucophane (composition 4)


PR

ESS

ION

(k

bar

)

ophiolites

veines tardivesConditions métamorphiques des

Gln+Czo+Q

z+H2O

Pg+Chl+Tr

données Engadine

Evans (1990)

Conditions métamorphiquesdes métabasites

de l'unité du Mundin

températuredes métapélites

nous permettent de calculer plusieurs réactions d’équilibre (figure I-A-39). Cet ensemble

de réactions nous donnent des conditions d’équilibre autour de 320°C et 6 kbar. Ces condi-

tions compatibles avec nos estimations pour les métapélites (5-7 kbar, 300°C), et avec celles

faites précédemment par d’autres auteurs (4-5 kbar, 350°C ; Leimser & Purtscheller, 1980 ;

Miller, 1986).

La figure I-A-40 présente un récapitulatif des différentes conditions métamorphiques

calculées dans les unités du Mundin et d’Arina en fonction du type de roches. Bien que

l’ensemble de ces informations donne un tout homogène, nous pouvons remarquer que les

pressions calculées dans les métapélites à partir des phengites sont systématiquement plus

élevées. Dans le paragraphe suivant (estimation P-T et compositions des phengites), nous

essayerons de comprendre pourquoi.

figure I-A-37 : ConditionsPT calculées pour lesmétabasites de l’unitédu Mundin. Deux typede conditions sont ob-servés : les conditions deHP (10-12 kbar, 350-375°C) dans la massedes ophiolites et desconditions du facièsschiste vert dans les vei-nes tardives (3 kbar,250°C)

52


300 500

LBS

EBS

Lw

+Jd

+D

i

Cro

+Czo+Q

z+W

29C

ro+19C

zo+35H2

O

5

Tr+7Pm

p+11C

hl+

58A

b

Cro+Czo+Qz+H2O

Ab+Chl+Tr

5Cro+2Lw

10Ab+2Chl+Tr

29Cro+19Czo+H2O7Pmp+58Ab+11Chl+5Tr

GS

PA

10

0

20

200 400

TEMPERATURE (°C)

domaine de stabilité dela crossite (composition 6)

9A

b+C

hl+

Lw

+7Pm

p

4C

ro+19C

zo+35H 2

O

PRES

SIO

N (k

bar)

données Engadine

Evans (1990)

Conditions métamorphiquesdes métabasites

de l'unité d'Arina

10

0

20

200 300 500400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

Récapitulatifdes conditions métamorphiques

de la fenêtre de l'Engadine

zone externe

ophiolites

ophiolites

métapélites

zone interne

veines tardives

Unité du Mundin

Unité d'Arina

figure I-A-40 : Récapitulatif des con-ditions P-T calculées dans la fenê-tre de l’Engadine. On distingue troisgroupes : les roches de HP, dansl’unité du Mundin, les roches du fa-ciès schiste vert de haut degrés (Unitéd’Arina) et les veines tardives.

figure I-A-39 : Conditions P-T des métabasites de l’unité d’Arina calculées à partir del’association lawsonite - crossite.

Le domaine Valaisan

53

Engadine-Grisons

300 500

EBS

LBS

Lw

+Jd

+D

i

G

ln+C

zo+Q

z+W

GS

PA

10

0

20

200 400

TEMPERATURE (°C)


PRES

SIO

N (k

bar)

Grille P - T des métabasitesde Vals

conditions de températuredonnée par Oberhänsli (1977) b

10

0

20

200 300 500400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

3,303,40

3,102H 2O + 5Qz + Chl + 2Ms3Car + 2Cel

2Qz + Chl + 2Ms

3Ctd + 2Cel + 2H2 O

5Car + 9Qz

2H 2O + 4Prl + Chl

2H2 O + Qz + 5CarChl + 4Kln

zmétapélites à Mg-carpholitesans chloritoide

métapélites à Mg-carpholiteavec chloritoide

Grille P - T des métapélites

Car

H2

O +

Qz

+ C

td

0,15

0,10

intervalle de température donné

par l'équlibre Chl-Ctd

yz|

a

b) Les Grisons

MÉTAPÉLITES

La différence minéralogique majeure entre la fenêtre de l’Engadine et les Grisons est la

présence de chloritoïde dans les schistes pélitiques de ces derniers. L’apparition du chloritoïde

nécessite que les conditions métamorphiques atteintes (en particulier la température) aient

été plus élevées que celles atteintes par les roches à carpholite seule.

figure I-A-41 :EstimationsPT pour lesr o c h e smétamorphiquesdes Grisons.a)pour lesmétapélites. b)pour les ro-ches basiques.

54


Pour les calculs thermodynamiques, nous avons utilisé les méthodes décrites précédemment

pour les roches de l’Engadine, complétées d’une méthode basée sur l’équilibre chloritoïde -

chlorite. Cet équilibre entre les pôles purs, ferreux et magnésiens, de la chlorite [daphnite

(Daph) et clinochlore (Clin)] et du chloritoïde [ferro- et magnésiochloritoïde] s’écrit

Clin + FeCtd = Daph + MgCtd. (équation I-A-7)

Cette réaction dépend presque uniquement de la température et se révèle ainsi être un bon

géothermomètre. Les principes détaillés de cette méthodes sont expliqués en annexe dans

l’article Vidal et al. (sous presse). Les températures calculées par cette méthode pour les

roches à chloritoïde varient de 360 à 400°C (figure I-A-41a). La pression est calculée sur la

base de l’équilibre chloritoïde, micas, les chlorites selon la réaction

2Ms + Chl + 2Qz = 3Ctd + 2Cel + H2O (équation I-A-8)

Pour les autres échantillons sans chloritoïde, les conditions P-T ont été calculées comme

pour la fenêtre de l’Engadine à partir de l’équilibre Mg-carpholite, chlorite, micas (équation

I-A-1). Les résultats indiquent des pressions entre 12 et 14 kbar pour des températures

entre 350 et 375°C pour les roches à Mg-carpholite et des pressions entre 14 et 16 kbar, pour

des températures entre 375 et 400°C pour les roches à chloritoïde et Mg-carpholite (figure

I-A-41a).

MÉTABASITES

Nous n’avons pas étudié la minéralogie des roches basiques présentes dans les Grisons,

parce que cela avait déjà été fait en détail précédemment (Gansser, 1937 ; Oberhänsli, 1977).

Paradoxalement peu d’estimations P-T ont été faites pour les ophiolites de Vals. Celles qui

ont été faites se sont intéressées à la zone de Misox, localisée plus au sud, où affleurent des

éclogites (Gansser, 1937 ; Heinrich, 1982) et aux roches voisines du socle de l’Adula (Heinrich,

1986 et références citées par Meyre, 1998).

Dans sa thèse, Oberhänsli (1977) estimait que les températures varient de 300 à 400°C

pour les prasinites de Vals. Ces températures sont tout à fait comparables à celles calculées

précédemment pour les métapélites. A partir des assemblages minéralogiques (glaucophane,

épidote, actinote, chlorite, albite) décrits dans la littérature (Oberhänsli, 1977, 1978, 1986) et

de la méthode employée pour les roches basiques de l’Engadine nous pouvons estimer les

pressions auxquelles ces roches ont été soumises. La composition des amphiboles sodiques

riche en magnésium (composition n°3 d’Evans, 1990, voir figure I-A-26) indique que ces

conditions métamorphiques sont supérieures à celles de l’Engadine (11-13 kbar, 350-400°C,

figure I-A-41b).

Le domaine Valaisan

55

Engadine-Grisons

0,1

0,1

0,2

0,2

0,3

substitution de

Tschermak parfaite

0,4

0,3

0,4

2-Aloct.

Σ2+=M

g2++F

e2++M

n2+

déficit en fer et magnésium

excès en fer et magnésium

zone à carpholite préservéezone à carpholite relique

Grisons

fenêtre de l'Engadine

0,1

0,1

0,2

0,2

0,3

substitution de

Tschermak parfaite

0,4 0,5 0,6 0,7

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

2-Aloct.

Σ2+=M

g2++F

e2++M

n2+

déficit en fer et magnésium

excès en fer et magnésium

roches sans Mg-carpholite

roches contenantde la carpholite

3- Estimation P-T et compositions des phengites

La composition des phengites, comme nous l’avons dit précédemment, dépend des con-

ditions de pression et de température (Velde, 1967) mais aussi des paragenèses dans les-

quelles elles sont impliquées (Chopin, 1981 ; Massonne & Schreyer, 1987). Les données de

Massonne & Schreyer extraites à partir des données expérimentales ne sont utilisables qu’à

certaines conditions :

- la substitution de Tschermak est parfaite ; c’est-à-dire que les compositions réelles

se situent sur l’axe muscovite -céladonite et sont reliées par le vecteur (Aloct.Altetr.[SiMg]-1).

Dans ce cas, la quantité d’aluminium sur le site octaédrique (Aloct) et la quantité de fer et

magnésium doivent être proportionnelles [Fe + Mg = 2-Aloct]. Or si l’on regarde les compo-

sitions de nos phengites (figure I-A-42), nous voyons que ce n’est pas exactement le cas : la

quantité de fer et magnésium est systématiquement supérieure à 2-Al oct.. Dalla Torre et al.

(1996) observent le même phénomène pour les métapélites du complexe franciscain (Cali-

fornie) ayant subi un métamorphisme comparable.

- pour des phengites avec peu de lacunes, c’est-à-dire dont la somme des cations sur

le site interfoliaire est proche de 1. Nos analyses montrent que cette somme est toujours

strictement inférieure à 1, allant même jusqu’à 0,65.

figure I-A-42 : Diagramme(2-Aloct) v.s. R2+. Lasubsitution de Tschermacksemble être plus importantdans les roches à carpholite(unité du Mundin) que danscelles n’en contant pas. Lasubstitution de Tschermakau sens strict est représentéepar la ligne en pointillé.

56


Pour rendre compte de l’excès de fer et de magnésium, Massonne (1992, 1995) a proposé de

considérer les micas comme une solution solide de six pôles différents et non plus seule-

ment de deux pôles (muscovite, céladonite). Les six pôles utilisés par Massonne (tableau I-

A-6) sont la muscovite, la paragonite, la ferrocéladonite, la magnésiocéladonite, les

trioctaédriques, TWM (Titane White Micas).

Plusieurs remarques peuvent être faites à propos de cette décomposition :

- Nous avons vu que lorsque les températures sont faibles (inférieures à 450°C), la

solution solide entre les pôles sodique et potassique n’existe pas (Guidotti, 1984) et que les

températures atteintes par les roches de la fenêtre de l’Engadine, dans l’unité du Mundin

comme dans l’unité d’Arina, sont largement inférieures à ces valeurs. La présence de so-

dium dans les phengites est le résultat d’un mélange mécanique et non d’une solution solide

entre deux minéraux. Donc nous devons considérer la paragonite comme minéral à part

entière et non comme prenant part à la solution solide dans les phengites.

- Biino & de Capitani (1995) ont fait remarquer que dans son modèle de solution

solide utilisé Massonne ne prend en compte aucun coefficient d’interaction ternaire, ce qui

n’est pas en conformité avec les équations de Wohl (1946) ou de Jackson (1989). L’absence

de ce coefficient conduit à une zone d’immiscibilité dans la solution solide qui augmente

avec la température (Biino & de Capitani, 1995).

- Du point de vue thermodynamique, Massonne considère que les différentes solu-

tions solides qu’il décrit (muscovite - paragonite, muscovite - céladonite, Fe-céladonite -

Mg-céladonite…) se font sur un seul et même site, ce qui n’est pas acceptable du point de

vue minéralogique (Vidal, communication personnelle).

- Les températures élevées (> 600°C) de ses conditions expérimentales permettent

à Massonne de ne pas tenir compte du déficit en alcalins dans sa décomposition des phengites.

Or dans les roches étudiées n’ont jamais atteint ces températures.

Le déficit en alcalin observé dans les phengites naturelles de basse température (< 400°C)

est le plus souvent interprété comme résultant d’une solution solide entre les phengites et la

pyrophyllite (Giggenbach, 1984a, 1984b ; Rahn et al., 1994 ; Dalla Torre et al., 1996 ; Livi et al.,

Pôle Méthode de calcul commentaire

muscovite (Ms) Altetr.-Pg-Tri-Ti-2*(Ca+Ba)/(Na+K+Ca+Ba) pôle potassique et alumineux

paragonite (Pg) Na/(Na+K+Ca+Ba) pôle sodique

Mgcéladonite (MgCel) [1-(Ms+Ti+Tri+Pg+Ca+Ba)/(Na+K+Ca+Ba)]*XMg pôle magnésien des phengites

Fecéladonite (FeCel) [1-(Ms+Ti+Tri+Pg+Ca+Ba)/(Na+K+Ca+Ba)]*XFe pôle ferreux des phengites

trioctaèdrique (Tri) Σoct.-2 pour l'excès de Fe et Mg

TWM Ti+Mn+(Ca+Ba)/ (Na+K+Ca+Ba) pôle "fourre-tout"

tableau I-A-6 : Décomposition des micas proposée par Massone (1995)

Le domaine Valaisan

57

Engadine-Grisons

Trioctaédrique

MuscoviteCéladonite Céladonite

Pyrophyllite

Trioctaédrique

Pyrophyllite

Illite Illite

1997 ; Zöller & Brockamp, 1997). Par exemple, Giggenbach (1984a) a proposé de calculer

les conditions de stabilité des illites (solution solide pyrophyllite (Prl) - muscovite - céladonite)

à l’aide de l’échange Prl + K+ = H+ + phengite, pour une activité de pyrophyllite dans l’illite,

et une activité de phengite dans l’illite, estimées à partir de modèles de solution solide

idéaux. N’ayant pas de données thermodynamiques sur la solution solide pyrophyllite -

phengite, nous ne pourrons pas utiliser ces calculs d’activité pour reprendre les calculs,

Cependant afin de tenir compte des observations précédentes, nous proposons une nou-

velle décomposition pour les micas. Cette décomposition (tableau I-A-7), en quatre pôles, est

faite sur le modèle de ce que Vidal et al. (sous presse, voir en annexe) ont fait pour les chlorites.

La figure I-A-43 donne les résultats obtenus respectivement pour les métapélites de l’unité

du Mundin et de l’unité d’Arina. Nous pouvons remarquer que la quantité de trioctaédriques

contenue dans nos micas est relativement faible - peut-être à cause des faibles conditions de

température - et que la quantité en pyrophyllite est importante aussi bien pour les roches

figure I-A-43: Composition des micas calculée selon notre décomposition

Pôle Méthode de calcul commentaire

pyrophyllite (Prl) 1 - Σalcalins rend compte du déficit en alcalins

céladonite (Cel) (Mg+Fe+Mn) - 3*Tri ce pôle peut être séparé en FeCel et MgCel

muscovite (Ms) Al - 2*Prl-Tri-Cel pôle potassique et alumineux

trioctaèdrique (Tri) Σoct.-2 pour l'excès de Fe et Mg

tableau I-A-7 : décomposition des micas que nous proposons pour des phengites naturellesde basse température afin de tenir compte des différentes subsitutions observées.

58


Quantité (p.f.u.) de

Pyrophyllite

Céladonite0,50

0,60

0,40

0,30

0,20

0,10

0,00contact entre

les deux unitéséloignement par

rapport au contact

évolution de laquantité de céladonite

évolution de laquantité de pyrophyllite

pyrophyllite

pyrophyllite

trioctédrique

trioctédrique

Compositions des phengitesen fonction de la teneur en Si

(Unité d'Arina)

b

Compositions des phengitesen fonction de la teneur en Si

(Unité du Mundin)

a

celadonite

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,1

0,03,1 3,2 3,53,3 3,63,4

Si p.f.u.

Si p.f.u.

p.f.u.

celadonite

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,1

0,03,1 3,2 3,53,3 3,63,4

p.f.u.

contenant de la Mg-carpholite que pour les roches n’en contenant pas. La figure I-A-44

représente l’évolution de chacun des différents composants des phengites autre que la mus-

covite (pyrophyllite, céladonite, trioctaédrique) en fonction de la quantité de Si dans l’ana-

lyse microsonde. Nous remarquons d’une part qu’il existe dans les roches à Mg-carpholite

figure I-A-44 : Compo-sition des phengitesdécomposées, enfonction de la teneuren Si chacun des dif-férents pôles

figure I-A-45 : Répar-tition spatiale parrapport au contactentre les deux uni-tés du contenu cor-rigé en Prl et enCel. On peut re-marquer que la te-neur en Prl aug-mente lorsqu’ons’éloigne de la zonede HP, alors quedans le mêmetemps la teneur enCél décroit.

Le domaine Valaisan

59

Engadine-Grisons

10

0

20

200 300 500400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

Conditions métamorphiquesaprès corrections des phengites

Grisons

ophiolites

métapélites

Engadine

Unité du Mundin

Unité d'Arina

yz|

une corrélation entre le contenu en pyrophyllite du mica et la substitution de Tschermak

(plus la substitution est élevée, plus le contenu en pyrophyllite est grand ; figure I-A-44a), et

d’autre part qu’il n’y a pas de corrélation directe dans les roches de l’unité de l’Arina sans

Mg-carpholite (figure I-A-44b). Mais si nous reportons le contenu en pyrophyllite et en

céladonite en fonction de la localisation spatiale des échantillons (figure I-A-45), nous voyons

que la quantité de pyrophyllite augmente lorsque l’on s’éloigne de l’unité de haute pression

et que dans le même temps la quantité de céladonite diminue. Si l’on considère que la part

d’illite augmente dans les micas lorsque les conditions métamorphiques sont moindres (voir

par exemple Frey, 1987), nous pouvons dire que les conditions métamorphiques dans l’unité

d’Arina ne sont pas homogènes et diminuent avec l’éloignement de la zone de haute pression.

Pour les estimations des conditions métamorphiques, nous avons corrigé nos analyses de

micas, c’est-à-dire que nous avons enlevé le contenu en trioctaèdrique et en pyrophyllite,

afin de ne considérer que la partie phengitique des analyses. La teneur en pyrophyllite aug-

mente systématiquement le contenu en silicium dans les micas. Nous pouvons dire que les

micas avec un déficit sur le site interfoliaire sont «dopés» quant au contenu en silicium. Et

lorsque nous «corrigeons» nos analyses, nous obtenons des micas moins substitués ce qui a

pour effet de diminuer parfois de manière sensible les conditions de pression calculées. Après

correction, la diminution de la substitution de Tschermak dans l’unité d’Arina en fonction

de l’éloignement de la zone de haute est plus nette.

Les conditions de pression et de température recalculées pour les métapélites, de ma-

nière identique que précédemment mais avec les nouvelles compositions de phengite nous

donnent des résultats systématiquement plus faibles en pression (au moins 2 kbar de diffé-

rence), mais plus proches de ceux obtenus dans les métabasites, pour la fenêtre de l’Enga-

dine comme pour les Grisons (figure I-A-46).

figure I-A-46 : Diagramme desestimations P-T, après avoir«corrigé» les analyses du défi-cit en alcalin dans les micas.

60


IV. DÉFOMATION ET ÉVOLUTION STRUCTURALE

De nombreuses études portant sur la transition entre les Alpes Centrales et Occidentales

illustrent le caratère polyphasé de la mise en place des nappes austroalpines sur le domine

pennique(voir par exemple Dürr,1992). On distigue calssiquement deux phases majeures

de compression, chacune suivie d’un événement extensif.

La première phase compressive, d’âge Crétacé, est compatible avec un mouvement de

convergence vers l’Ouest (Platt et al., 1989). Cette phase a été mise en évidence aussi bien

dans les nappes autroalpines (Handy et al., 1993, 1994 ; Froitzheim et al., 1994) que dans le

Piémontais (Ring et al., 1989, Ring, 1992a : Handy, 1996). Cette phase est suivie à la fin du

Crétacé d’un épisode extensif à vergence Est, retrouvé dans les nappes austroalpines

(Froitzheim, 1992 ; Nievergelt et al., 1996), dans le Briançonnais (Huber & Marquer, 1996)

et dans le Piémontais (Ring, 1990, 1992a).

La deuxième phase compressive est dirigée vers le Nord et est datée de l’Eocène moyen

(Ring, 1992b ; Froitzheim et al., 1994). Cette phase est associée à la collision Europe-Apu-

lie proprement dite (Schmid et al., 1996), qui dans cette région dans les Alpes et à l’Eocène

a une direction de convergence vers le Nord (Pfiffner, 1992 ; Schmid et al., 1997). La phase

extensive associée, d’âge Oligo-Miocène, est dirigée vers l’Ouest (Behrmann, 1988 ;

Selverstone, 1988 ; Ratschbascher et al., 1989). Elle est généralement interprétée comme

une extension post-orogénique, «collapse» perpendiculaire à la direction de raccourcisse-

ment.

En dehors de ce consensus assez général sur les phases de déformation à l’échelle ré-

gionale et sur leur chronologie, Wallis et al. (1993) et Wallis & Behrmann (1996) ont mis en

évidence une phase de déformation extensive dans le domaine valaisan des Tauern. Cette

extension vers le nord-ouest est active de la fin du Crétacé jusqu’à l’Eocène durant la

phase de convergence. Elle est interprétée comme une extension pré-orogénique.

1- La Fenêtre de l’Engadine

La fenêtre de l’Engadine forme un anticlinal composé de plusieurs unités, orienté SO -

NE (figure I-A-47). Le coeur de cet anticlinal est constitué de la masse ophiolitique du Piz

Mundin. Relativement peu de données sur la déformation des unités de la fenêtre de

l’Engadine existent. De plus ces études se sont principalement intéressées aux zones ex-

ternes – Arosa (Ring, 1989 ; Ring et al., 1990), Tasna (Florineth & Froitzheim, 1994). Pour

ces zones deux orientations de la déformation sont mises en évidence (figure I-A-48). La

première phase, dirigée vers l’ouest, est une phase compressive compatible avec la défor-

mation régionale décrite également dans les nappes austroalpines. La deuxième phase, de

direction S-SSO - N-NNE, et moins marquée que la première phase est équivalent de la

compression vers le nord décrite dans la littérature.

Afin de compléter ce travail, notre étude s’est intéressée à la déformation des métapélites

61


P. Buin

P. Arina

Inn

P. Minschun

Engadine line

Nauders

Samnaum

N

0 5 10 km

Plan de schistosité(hémisphère inférieur)

figure I-A-47 : Schistosité de la fenêtre de l’Engadine montrant la structuture en antiforme.

fgure I-A-48 : Carte des linéations des zones d’Arosa et de Tasna (Ring, 1992b).Deux phases de déformation se distinguent : une première phase E-O etune seconde N-S. Seuls les contours des différentes unités sont représentés.

P. Buin

P. Arina

P. Mundin

faillede l'E

ngadine

Nauders

Samnaum

N

linéation d'étirement

0 5 10 km

Inn

Bündnerschiefer

Tasna

Arosa

Flysch

62


P. Buin

P. Arina

P. Minschun

faillede l'E

ngadine

Nauders

Samnaum

N

0 5 10 km


sens de cisaillement

Unité du Mundin

Inn

figure II-A-49

et des roches basiques de l’unité des Bündnerschiefer. Le style de déformation observé dans

cette unité est à la limite entre le domaine ductile et le domaine cassant, ce qui correspond

bien aux températures calculées précédemment (environ 350°C) pour des roches riches en

quartz et en calcite. A partir des observations effectuées sur le terrain, nous distinguons

également deux événements (figure I-A-49) :

-une première phase, D1, pénétrative (linéations, sens de cisaillement) et orientée NO-

SE.

- La deuxième phase, que nous appellerons D3 pour faciliter la comparaison avec les

Grisons, est beaucoup moins pénétrative et est orientée N-S.

figure I-A-49 : Carte des linéations minérales de l’unité des Bündnerschiefer. Dans cetteunité deux phases de déformations se distinguent également : une phase précoce D1

orientée NO-SE et une phase tardive D3 orientée N-S.

63


a) La phase de déformation précoce, D1

La déformation D1, présente aussi bien dans les métapélites que dans les roches mafiques, est

caractérisée par le développement de fabriques L-S et par de nombreuses structures asymétri-

ques, indiquant que la déformation est globalement non-coaxiale, à quelques exceptions près

(figure I-A-50). La foliation S1 est bien développée dans les niveaux incompétents comme les

calcschistes ou les shales, mais plus limitée dans les niveaux contenant des roches compétentes

comme les quartzites. La foliation S1 est sub-parallèle à la stratification. S1 est définie tant à

l’échelle macroscopique qu’à l’échelle microscopique par des phyllosilicates (chlorites, micas),

des minéraux opaques ainsi que par l’orientation des grains de quartz et de calcite. La linéation

d’étirement, orientée NO - SE (figure I-A-51) est soulignée dans les calcschistes par l’allonge-

ment des grains de quartz et de calcite, par la croissance des fibres de Mg-carpholite (figure I-A-

52) et ainsi que par le boudinage des veines de quartz et des niveaux compétents (figure I-A-53).

Cette même linéation d’étirement est marquée dans les métabasites du Piz Mundin par l’exis-

tence de pillows écrasés (figure I-A-54a), allongés (figure I-A-54b) et par l’allongement de mi-

néraux comme les amphiboles ou les épidotes.

D1 est également caractérisée par de nombreux plis synfoliaux à toutes les échelles. Sur le

flanc Ouest de l’anticlinal, les plis pendent vers le nord-ouest et les plans axiaux deviennent

parallèles à la ZCM tandis que dans la partie orientale de la fenêtre, les plis pendent vers le

sud-est. Le pendage des plis la forme des plis F1 change en fonction de la distance au contact

entre les deux unités. Loin de ce contact dans des zones modérément déformées, les plis

sont ouverts avec un angle entre les flancs d’environ 40° (figure I-A-55a et 55b). Ces plis

sont de classe 2B (Ramsay, 1967). Par contre près du contact où la déformation est plus

intense, l’angle entre les plans axiaux et les plans C diminue, les flancs des plis sont resserrés

(classe 1C, Ramsay, 1967) et parallèles à la foliation S1. Certains plis sont proches de la

structure de plis en fourreaux (figure I-A-55c et 55d).

Les structures de cisaillement sont caractérisées par le développement de plans S-C

pénétratifs depuis l’échelle de l’affleurement jusqu’à celle de la lame mince. Les indica-

teurs cinématiques, comme les veines cisaillées (figure I-A-56a) ou les boudins asymétri-

ques (figure I-A-56b) indiquent un sens de cisaillement vers le NO. La distinction entre les

plans S et C (Berthé et al., 1979) est de plus assez claire. L’angle entre les deux structures

varie en fonction de la distance au contact séparant l’unité du Mundin de l’unité d’Arina. A

proximité de ce contact, la schistosité et les plans C deviennent parallèles (figure I-A-57a)

tandis que lorsqu’on s’en éloigne, l’angle augmente aussi (figure I-A-57b). De la même

manière, la schistosité de crénulation a tendance à se parallèliser à la foliation près du con-

tact. L’ensemble de ces structures ressemble en tout point à une schistosité de crénulation

extensive (Platt & Vissers, 1980). Nous pouvons noter que les critères de cisaillement vers le

NO ont une structure normale sur le flanc Ouest et inverse sur le flanc Est de l’antiforme.

Bien que cette déformation affecte l’ensemble des Bündnerschiefer (figure I-A-49), nous

64


N

S

W E


Val

Sam

puoir

NaudersMartina

PfundsFrudiger

N

Inn

1000

2000

1000

2000

2000

2000

3000

3000

Piz Mundin

SchmalzkopfPiz Alpetta

Carte des linéations de l'unité du Mundin

Ophiolites

Unité du Mundin

zone supérieure

zone inférieure

0 2 km

figure I-A-50 : Carte de détail de la déformation de l’unité du Mundin et de la zone avoisiante.Le contact métamorphique est aussi un contact tectonique où se localise préférentiellement ladéformation associée à D

1.

figure I-A-51 : Stéréogramme (hémis-phère inférieur) des linéationsd’étirement de D

1.

65


pillow

masse desophiolites

NO SE

pillows a b

SE NO

quartzite

5 FS

N150

fibresde carpholite

S1figure I-A-52 : Linéation

NO-SE soulignée parla direction de crois-sance des fibres decarpholite.

figure I-A-53 : Boudinage des niveaux stratigraphiques les plus compétents

figure I-A-54 : La déformation D1 est marquée dans les ophiolitesdu Piz Mundin par lécrasement (a) et l’étirement (b) des pillows.

66


NO SE

d

NO SE

c

quartzite

shales

veines de quartzà Mg-carpholite

SE NO

SE NO

a

b

notons un gradient de déformation vers le centre de la fenêtre avec un maximum au contact

entre l’unité du Mundin et l’unité d’Arina. Ce contact semble être non seulement une limite

métamorphique, mais aussi une zone de cisaillement ductile majeure, que nous appellerons

zone de cisaillement du Mundin (ZCM). Epaisse d’une dizaine de mètres, la ZCM peut être

suivie de manière presque continue autour de l’unité du Mundin (figure I-A-50). A l’inté-

rieur même de la ZCM, nous observons une intense déformation NO-SE, marquée par l’éti-

rement des fibres de carpholite (figure I-A-52). Les ségrégations synfoliales de quartz con-

tenant de la carpholite sont boudinées et cisaillées vers le NO (figure I-A-57a). Des veines

de tension, orientées N40° à N60°, sont parfois associées à des petites bandes de cisaille-

figure I-A-55 : Plis associés à D1. a) sous le contact tectonique. b) immédiatement au dessus ducontact. c) au milieu de l’unité d’Arina. d) au contact avec le flysch tertiaire.

67


SE NO

fibres decarpholite

boudinsde quartz

5 FS

S1

SE NOS1

banc de grèsplus induré

schistositéde crénulation

a b

NO SE

bande C

schistosité

SE NO

a b

figure I-A-56 : Critères de cisaillement indiquant un mouvement vers le NO, dans l’unité d’Arina.a) veines de quartz cisaillées vers le NO. b) Structures S-C dans un banc de quartzite.

figure I-A-57 : Evolution des plans C avec l’éloignement à la ZCM.a) Dans la ZCM. b) loin de la ZCM.

68


S1

NO SENO SE

schistositéde clivage

a b

veines dequartz

plan C

NO SE

D1

S1

10 cm

ment normales (figure I-A-58). A partir de ces fentes de tensions, parallèles aux plans C,

nous avons estimé que le taux d’extension s’élevait à 20% à l’intérieur de la ZCM.

Cette déformation reste constante alors que les conditions métamorphiques diminuent :

on distingue un allongement NO-SE des minéraux «tardifs» (quartz, micas, chlorites) et une

déformation en kink et surtout en plis des fibres de Mg-carpholite.

Dans les zones où la déformation est coaxiale, on observe des critères de cisaillement

indiquant un mouvement vers le SE. Cette déformation est marquée par une schistosité de

clivage développée à l’intérieur de plis, des flancs de plis cisaillés (figure I-A-59a) et des

boudins asymétriques de roches compétents (figure I-A-59b). Ces critères se retrouvent

aussi bien sur le flanc Ouest que sur le flanc Est de l’antiforme (figure I-A-49).

figure I-A-58 : Veines de tension associées aux plans C (val Sampuoir).

figure I-A-59 : Critères de cisaillement vers le SE. a)une schistosité de crénulation se développeà l’intérieur de plis cisaillés vers le SE. b) boudins de quartz sans carpholite asymétriques.

69


figu

re I

-A-6

0 : C

oupe

sch

émat

ique

, ori

enté

e SE

-NO

, de

la f

enêt

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iz M

undi

n.L

es s

truc

ture

s re

prés

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es s

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oute

s as

soci

ées

à D

1.

Sam

naum

Piz

Mot

nair

Piz

Mun

din

vallé

ede

l'In

nN

aude

rs

faill

e de

l'Eng

adin

e

SEN

O

SEN

O

SEN

OSE

NO

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(ave

c car

phol

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SEN

O

schi

stos

itéde

cliv

age

NO

SE

SEN

O fibre

s de

carp

holit

e

boud

ins d

equ

artz

5 FS

vein

es d

equ

artz

plan

C

NO

SE

D1

S 1

10 cm

ZCM

c

70


La figure I-A-60 est une coupe synthétique NO-SE de la fenêtre de l’Engadine rassem-

blant les différentes informations décrites précédemment. L’ensemble de ces données mon-

tre que D1 n’est pas homogène sur l’ensemble des Bündnerschiefer. Intense et pénétrative

dans l’unité du Mundin et le long de la ZCM, elle est moins marquée dans l’unité d’Arina, et

même absente dans le flysch (les fossiles ne sont pas déformés, figure I-A-61).

b) La déformation tardive, D3

En règle générale, la deuxième phase de déformation D3 est beaucoup moins pénétrative

et moins marquée que la phase D1. Les critères de déformation sont beaucoup plus rares

(figure I-A-49). D3 est principalement caractérisée par des plis d’axe E à SE et de taille

centimétrique à hectométrique. L’angle entre les flancs de ces plis F3 varie de 50° à 120° avec

une moyenne autour de 80° (Ring, 1989). Il est fréquent que les plis F3 reprennent les struc-

tures de D1 (figure I-A-62).

S3 est une schistosité de clivage (figure I-A-63) qui soit crénule S1, soit lui est parallèle.

Une linéation d’étirement N à NNE, est exprimée par des minéraux allongés et orientés

(calcite) et par des ombres de pression autour des pyrites. Les nombreuses veines de ten-

sions, orientées de N0° à N50°, ne contiennent que de la calcite et du quartz. La direction

générale de transport est plus difficile à mettre en évidence dans cette phase de déforma-

tion, mais il semble qu’elle soit plutôt vers le nord (figure I-A-49).

Contrairement à D1, la déformation D3 est homogène à l’échelle des Bündnerschiefer ;

les marqueurs de la déformation sont identiques dans les unités du Mundin et d’Arina.

En conclusion, nous pouvons dire que la déformation n’est pas identique pour toutes les

unités de la fenêtre de l’Engadine. Les unités externes, Arosa et Tasna, présentent une pre-

mière phase de déformation, orientée O-E (figure I-A-48) tandis que dans les

Bündnerschiefer cette première phase est NO-SE (figure I-A-49). En revanche la dernière

phase N-S est présente dans toues les unités de la fenêtre.

figure I-A-61 : Fossiles non dé-formés du flysch tertiaire.

71


figure I-A-63 : Schistosité de crénulation S3.

axes des plis F3

linéations L1

S1

quartzite

veinesde quartz

L1

F3

shales

E

S1

N140

calcs

chist

es

a

b

figure I-A-62 : Relations entre D1 et D3. La linéation L1 (a) comme les structu-res de cisaillements associées à D1 (b) sont reprises par les plis F3.

quartzite

calcite

S1

S3 (N090,60S)

calcschistes

S3

L1

N 320

72


2- Les Grisons

Comme pour l’étude minéralogique de cette région, nous présentons une carte (figure I-

A-63) un peu succincte à cause des conditions d’affleurement. Cependant chaque fois où

ces conditions se sont révélées correctes, l’étude a été plus précise (dans le val Safien par

exemple). Les données recueillies nous permettent de mettre en évidence trois phases prin-

cipales de déformation (figure I-A-63) : une première phase, D1, de direction NO - SE, une

seconde, D2, bien marquée et d’orientation SO - NE et une troisième, D3, N -S. Ces trois

phases ont aussi été mises en évidence au nord de Chur dans le Prättigau (Weh, 1998).

a) Déformation précoce, D1

Une déformation pénétrative a été observée principalement dans la vallée de Domschleg

(près de Thusis) et dans le Val Safien (figure I-A-64). Elle est caractérisée par une linéation

d’étirement, marquée par l’allongement du quartz et de la calcite. Cette linéation est de

même direction les fibres ou les pseudomorphoses de Mg-carpholite. La direction de trans-

port est de deux types :

figure I-A-64 : Carte des critères de déformation dans les Bündnerschiefer des Grisons.

QQQQ¢¢¢¢

Davos

Chur

Thusis

Suretta

Platta

Arosa

Prättigau

TamboAdula

Ilanz

QQQ

¢¢¢

N

QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢

Avers

10 km

Domsch

leg

zone de cisaillementmajeure

zone de cisaillementsecondaire

D1

D2

D3

Val

Saf

ien

phases dedéformation

73


quartz

S1

bande decisaillement

NOSENOSE

ségrégations synfoliares

-Près de l’isograde d’apparition de la Mg-carpholite la déformation intense et pénétrative,

indique un mouvement vers le NO. Les veines de quartz sont boudinées et cisaillées (figure

I-A-65a). Une schistosité de clivage apparaît. Les critères de cisaillement indiquent claire-

ment un mouvement vers le NO (figure I-A-65b). La limite métamorphique que nous avons

définie comme l’isograde d’apparition de la carpholite est également un contact tectonique

majeur. Ce contact sépare une unité peu métamorphique au nord (4 kbar, 200°C, Ferreiro-

Mählmann, 1995) d’une unité fortement métamorphique (12 kbar, 350°C). Ce contact sem-

ble être le prolongement de la ZCM sous les nappes Austroalpines.

- Lorsqu’on descend dans la pile structurale, la direction de mouvement s’oriente vers le

SE. La schistosité de clivage est très importante et est observée à l’échelle macroscopique

comme microscopique. Cette déformation est préférentiellement localisée le long de

l’isograde d’apparition du chloritoïde. Cependant à la différence de la ZCM, le saut de part

et d’autre de l’isograde n’est pas très important (de 2 à 3 kbar et 50°C). Cette localisation est

donc probablement due aux localisations des affleurements.

La direction et le style nous conduisent à considérer que cette déformation est identique

à la phase D1 décrite dans la fenêtre de l’Engadine.

figure I-A-65 : Exemples de déformation (a) et de critères decisaillement (b) dans les métapélites de HP des Grisons.

74


NO SE SO

NE

linéation d'étirement L2très bien marquée

linéation L1reprise par L2

σ1

déformation D1 vers le SEà forte composante coaxiale

déformation D2 vers le NE

b) La déformation principale, D2

Cette phase de déformation est bien marquée tant à l’échelle régionale qu’à l’échelle de

l’affleurement. Elle occulte souvent la première phase D1 (figure I-A-66). Caractérisée par

les mêmes objets tectoniques que D1 - boudins asymétriques, schistosité de clivage (figure I-

A-67) - elle correspond par contre à un sens de cisaillement de direction constante vers le

NE. Cette phase semble être postérieure à l’événement de haute pression : les veines asso-

ciées à cette déformation sont dépourvues de minéraux de haute pression telle que la

carpholite. Weh (1998) a montré que cette phase était aussi associée à de nombreux plis.

c) La déformation tardive, D3

Cette phase de déformation est en tout point identique à la deuxième phase de déforma-

tion (D3) décrite dans la fenêtre de l’Engadine, si ce n’est qu’elle est beaucoup marquée par

une déformation plus intense. Les sens de cisaillement indiquent clairement une déforma-

tion vers à vergence vers le nord (figure I-A-64).

figure I-A-66 : Diagrammemontrant les relations entrela première et le secondephase de déformartion dansles métapélites HP (ValSafien).

figure I-A-67 : Schistosité de clivage S2 reprenant les veines à carpholite antérieures

NE SO

veines dequartz à carpholite

bande decisaillement

schistositéprincipale

75


Chur

Ilanz

Platta

Arosa

Austroalpines

nappes

Avers

Suretta

Tambo

Adula

10 km

Prättigau

N

Schams

Falknis

Bündnerschiefer

directionde déformation(Ring, 1992a)

Sens de cisaillement(cette étude)

d) Comparaison avec les autres unités océaniques des Grisons

Des calcschistes penniques sont présents également dans les unités d’Arosa et de l’Avers

(figure I-A-3). A partir des données existantes dans la littérature (Ring et al., 1992a ; Ring,

1992b) et des données que nous avons recueillies sur le terrain dans l’Avers, nous avons pu

établir une carte des linéations d’étirement de ces unités (figure I-A-68). Nous pouvons

constater que l’orientation de la déformation précoce est clairement E-O. Cette direction

d’étirement est associée à un cisaillement vers l’ouest dans la zone d’Arosa (Ring et al.,

1992a) et vers l’est dans l’Avers. Dans cette dernière région, la linéation est associée à un

épisode métamorphique de haute pression. Elle est soulignée par un très fort allongement

des minéraux métamorphiques : glaucophanes, épidotes et phengites dans les marbres et

chloritoïde dans les métapélites.

On retrouve également dans l’unité d’Arosa, la même déformation tardive vers le nord

que dans les Bündnerschiefer.

A partir de l’étude de la déformation dans les Grisons et dans la fenêtre de l’Engadine,

nous pouvons conclure que les unités d’origine océanique du domaine pennique (Piémon-

tais et Valaisan), ont une histoire tectonique précoce différente. Le domaine piémontais

(Arosa, Avers) a subi une déformation vers l’ouest compatible avec la déformation régio-

nale décrite dans la littérature (Froitzheim et al., 1994 ; Handy, 1996). Le domaine valaisan

(les Bündnerschiefer), en revanche, est affecté par une déformation NO-SE qui n’a été dé-

crite que dans les métapélites des Tauern (Wallis & Berhman, 1996).

figure I-A-68 : Carte deslinéations dans le do-maine piémontais (Arosa- Avers) des Grisons.

76


10

0

20

200 300100 400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

partie supérieure(carpholite préservée)

isoplethcarpholite - micas

anglefaible

Isopleth car-chlcalculé pour une

carpholitefluorée

Isopleth car-chlcalculé pour une

carpholitefluorée

10

0

20

200 300100 400

PRES

SIO

N (k

bar)

TEMPERATURE (°C)

partie inférieure(carpholite relique et chloritoïde)

isoplethcarpholite - micas

angleélevé

aragonite

calcitearagonite

calcite

carpholitepréservée

riébéckitestilpnomélane

carpholite reliqueet chloritoïde

V. INTERPRÉTATIONS

Dans ce paragraphe nous nous proposons de relier les événements métamorphiques aux

phases de déformations observées dans la fenêtre de l’Engadine et dans les Grisons. Nous

présenterons tout d’abord les chemins P-T rétrogrades pour les différentes unités ; nous

décrirons ensuite les relations de la déformation avec le métamorphisme. Enfin, nous repla-

cerons ces données dans le cadre de l’évolution régionale.

1- Chemins P-T

a) Les unités à carpholite (Grisons, Engadine)

D’une manière générale, la préservation de la carpholite même en présence de chloritoïde

nous indiquent que les Bündnerschiefer n’ont pas subit de réchauffement important durant

le chemin rétrograde. Les Fe et Mg-carpholites sont des minéraux sensibles aux augmenta-

tions de température. Les conditions P-T connues pour la préservation de ce minéral sont

très basses et n’excède jamais 350°C (Goffé & Velde, 1984 ; Goffé & Villey, 1984 ; Gillet &

Goffé, 1988 ; Theye et al., 1992 ; 1997). Pour des températures supérieures, elle est progressi-

vement remplacée par d’autres associations. Les températures maximum relevées pour la

persistance des dernières reliques de carpholite n’excèdent jamais 450-500°C et toujours

pour des pressions très élevées supérieures à 13 kbar (Bouybaouène, 1994 ; Azañon &

Goffé, 1997 ; Goffé & Bousquet, 1997). L’état de préservation de la carpholite, très bon dans

la partie supérieure et sous forme de relique ou en association avec du chloritoïde dans les

figure I-A-69 : Chemins PT de l’unité du Mundin. a) pour la zone àcarpholite préservée. b) pour la zone à carpholite relique et à chloritoïde.

77


zones structuralement profondes suggèrent que le chemin rétrograde n’a pas été le même

pour toutes les parties de l’unité du Mundin entre l’Engadine et les Grisons.

Dans la partie supérieure où la carpholite est préservée, le chemin est présenté sur la

figure I-A-69a. Il est contraint par :

- Les Mg-carpholite préservées quelque soit leur teneur en fluor.

- Les teneurs en strontium dans la calcite indiquent que l’aragonite a probablement existé,

mais aucune relique n’a pu jusqu’à maintenant être retrouvée. La transformation de

l’aragonite en calcite est dépendante de la pression mais aussi de la température qui influe

sur la cinétique de transformation de phase (Carlson & Rosenfeld, 1981 ; Gillet & Goffé,

1988). L’aragonite n’est préservée dans son domaine métastable que si la transition de phase

est franchie à des températures inférieures à 200°C pour des pressions autour de 5 kbar

(Gillet & Goffé, 1988). En absence d’aragonite dans la fenêtre de l’Engadine, cette transi-

tion a donc été franchie à des températures supérieures à 200°C (figure I-A-69a).

- Dans les roches basiques, la formation tardive de veines à riébéckite, épidote chlorite

nous donne également une contrainte pour le chemin rétrograde, qui passe autour de 4

kbar, 250°C (figure I-A-69a).

Dans les parties plus profondes, où les Mg-carpholites sont en relique, le chemin rétro-

grade est contraint par la destruction systématique de la carpholite et de son remplace-

ment par des associations à chlorites et micas. Sa composition (fluorée ou non) implique

que le chemin P-T intersecte les isopleths de l’équilibre carpholite - micas (équation I-A-

1) avec un angle élevé (figure I-A-69b) et que l’on ait franchi la limite de la destruction des

carpholites fluorées à des températures plus élevées que dans la partie supérieure. L’aug-

mentation de la teneur en fluor dans les carpholites stabilise ces minéraux vers les basses

pressions. Les carpholites fluorées (4,6 % de F) sont stables pour des pressions d’au moins 6

kbar (Vidal, 1991 ; Vidal et al., 1992). La destruction différentielle de la carpholite entre les

parties les plus superficielles et les plus profondes de l’unité du Mundin peut être expliquée

par des différences d’angle entre les chemins rétrogrades qui traversent les isopleths de

l’équilibre carpholite - micas : un angle faible préserverait la Mg-carpholite et un angle

élevé la détruirait (figure I-A-69a). Dans la partie orientale de l’unité du Mundin (fenêtre

de l’Engadine et Grisons), le chloritoïde est absent ce qui signifie que le chemin rétrograde

n’a jamais franchi l’isotherme 400°C qui correspond au remplacement de la carpholite par

le chloritoïde. Cela exclut donc l’hypothèse d’un réchauffement tardif pour expliquer la

destruction de la carpholite. Dans la partie occidentale de l’unité du Mundin, la présence de

chloritoïde est symptomatique de températures plus élevées. Cependant le chloritoïde reste

systématiquement associé à des carpholites reliques ce qui indique que l’augmentation de

température est limitée. Pour les mêmes raisons que précédemment (carpholite relique), le

chemin rétrograde des roches à chloritoïde coupe les isopleths de la réaction carpholite -

micas avec un angle élevé et provoque son remplacement.

78


En conclusion nous pouvons dire que la partie supérieure de l’unité du Mundin a gardé

des conditions métamorphiques froides tout au long de son histoire rétrograde, alors que les

zones les plus profondes subissaient une décompression isothermale (figure I-A-69).

b) Unité d’Arina

Le chemin P-T rétrograde de l’unité d’Arina est faiblement contraint. Les conditions

métamorphiques atteintes ne sont pas très élevées (5 kbar, 300°C) ce qui n’offre pas beau-

coup de possibilités différentes pour le chemin rétrograde. Nous avons supposer le refroi-

dissement est contemporain de la décompression.

2- Relations métamorphisme - déformation

Les fibres de Mg-carpholite ont toutes une direction de croissance parallèle à la direction

d’étirement régionale (SE - NO) et les veines de quartz synmétamorphiques à Mg-carpholite,

chlorite, micas sont boudinées et cisaillées dans la Zone de Cisaillement du Mundin. Par

contre certaines veines synchrones de la première phase de déformation (D1) ne contien-

nent pas de minéraux de haute pression ; elles sont remplies uniquement par une associa-

tion à quartz, chlorite et micas. Ces informations suggèrent que la première phase de défor-

mation, D1, débute alors que les roches sont encore en profondeur et qu’elle est toujours

active alors que les conditions métamorphiques deviennent plus faibles.

On peut se demander quel est le rôle des zones de cisaillement majeurs dans l’histoire

métamorphique des Bündnerschiefer. Au sein de cette nappe homogène du point de vue du

matériau (des sédiments), nous avons une situation toute à fait particulière : deux unités (au

sens tectonique), d’histoire métamorphique différente, ont été individualisées. L’unité d’Arina

faiblement métamorphique repose directement sur l’unité du Mundin dont les conditions

de métamorphisme ont atteint le faciès schistes bleus (12 kbar, 350°C). La zone de contact

entre ces deux unités est marquée par un cisaillement majeur, la Zone de Cisaillement du

Mundin. Le gradient de pression de la pile métamorphique n’est pas suffisant pour expli-

quer les conditions métamorphiques atteintes dans l’unité du Mundin et la différence de

condition de pression et de température de part et d’autre de cette zone de contact est d’au

moins 5 kbar (10-12 kbar dans l’unité du Mundin contre 4-6 kbar dans l’unité d’Arina). La

déformation observée dans l’ensemble de la nappe des Bündnerschiefer et en particulier

dans la fenêtre de l’Engadine suggère que le saut de pression est accommodé par l’amincis-

sement lié à la ZCM, qui peut être alors interprétée comme une zone de déformation duc-

tile extensive avec un mouvement vers le NO. Nous avons montré que l’amincissement dans

la ZCM était de l’ordre de 20 %. Cependant pour la même déformation vers le NO dans les

Bündnerschiefer des Tauern, Wallis et al. (1993) ont estimé un amincissement total pour

l’ensemble de la nappe autour de 40 %. Cela signifierait que la moitié de l’amincissement

79


Déformation distribuée

SENO

Détachement

Samnaum NaudersPiz Motnair Piz Mundin Valléede l'Inn

Glaucophane

Riebeckite

Mg-carpholitepréservée

Mg-carpholite relique

Pumpellyite

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Car

C

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la carpholite

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P (kbar)

T (°C)250

domaine destabilité de

la carpholite

domaine destabilité de

la carpholite

isopleth

Car - Phe

observé dans la nappe des Bündnerschiefer est accommodée par la ZCM et que le reste est

réparti de manière homogène dans l’unité d’Arina.

Les figures I-A-70 et II-A-71 présentent une synthèses des données métamorphiques et

structurales respectivement pour fenêtre de l’Engadine et à l’échelle régionale. L’absence

de chloritoïde dans la fenêtre de l’Engadine et son apparition dans les Grisons indiquent

que les unités les plus profondes ont subi un métamorphisme plus élevé en température.

Cette augmentation de température est également fonction de la distance à la Zone de

Cisaillement du Mundin. Quel est le rôle joué par la ZCM dans la préservation de condi-

tions métamorphiques froides ? Jolivet et al. (1996) ont suggéré pour une cinématique ana-

logue en Crète que les conditions de métamorphisme froides soient directement dues au jeu

d’une zone de déformation majeure, alors que les unités plus profondes sont réchauffées. Si

l’on admet un cisaillement simple (selon la définition de Wernicke, 1985) près de la zone de

déformation, et un cisaillement pur en profondeur, cette interprétation est en accord avec

les modèles numérique de Ruppel et al. (1988). Ces auteurs ont montré que selon le type de

déformation (cisaillement pur ou cisaillement simple) les chemins P-T rétrogrades étaient

différents. Avec un cisaillement simple, la décompression et le refroidissement sont contem-

porains de l’extension, alors que dans le cas d’un cisaillement pur la décompression précède

le refroidissement. Le rôle de ce mécanisme dans les piles de métasédiments semble assez

général comme le montrent d’autres exemples (Oman, Crète, voir en annexe Jolivet et al., 1998a).

figure I-A-70 : Relation entre le métamorphisme et la déformation dans la fenêtre de l’Engadinele long d’une coupe NO-SE passant par le Piz Mundin.

80


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81


3- Age du métamorphisme

Nous n’avons pas fait personnellement d’études radiochronologiques des phengites, mais

celles-ci ont récemment été effectuées pour des échantillons de la fenêtre de l’Engadine par

des chercheurs de l’université de Wien (R. Bertle et M. Thöni). Leurs résultats non encore

publiés nous ont cependant été communiqués. Ne connaissant pas l’existence d’un méta-

morphisme de haute pression, leurs datations ont été effectués sur des phengites choisies

aléatoirement. Ils ont obtenu des âges variant de 310 Ma à 40 Ma ! Cela confirme qu’il

existe plusieurs générations de phengites dans les métapélites : celles d’origine détritiques,

avec des âges élevés et celles néoformées. Suite à nos informations, R. Bertle a fait de nou-

velles datations sur les phengites de haute pression de la zone à carpholite. Les âges mesurés

varient de 35 à 40 Ma avec un plateau à 35,6 Ma. Ces âges sont en parfait accord avec

l’occurrence de radiolaires d’âge Paléocène - Eocène que nous avons découverts dans les

Bündnerschiefer à carpholite - chloritoïde.

4- Evolution régionale

L’ensemble de nos données nous ammène donc à considérer le domaine valaisan des

Grisons à l’Engadine comme un ensemble homogène, constitué par une pile métamorphique

uniquement composée de métasédiments. Dans cette pile, le métamorphisme décroît de-

puis des conditions quasi éclogitiques dans la partie la plus profonde (zone de Misox,

Oberhänsli, 1994) jusqu’à des conditions du faciès schiste vert de bas degrés dans les parties

les plus hautes (Prättigau, Ferreiro-Mählmann, 1995 ; Weh, 1998), voire non métamorphiques

si l’on considère le flysch Tertiaire.

Dans cette pile on peut distinguer une discontinuité majeure représentée par la zone de

cisaillement du Mundin (ZCM) qui fonctionne comme un détachement. La ZCM, localisée

au toit de l’unité de haute pression - basse température, permet la préservation des miné-

raux de haute pression (carpholite, glaucophane).

Les modèles d’évolution des Alpes Centrales supposent que le métamorphisme haute

pression du Valaisan est le résultat d’un panneau plongeant sous les nappes austroalpines

(Oberhänsli, 1994 ; Beaumont et al., 1996 ; Froitzheim et al., 1996 ; Schmid et al., 1996, 1997).

Cependant la pile métamorphique des Bündnerschiefer est homogène et constituée uni-

quement de roches d’origine sédimentaire, sans intercalation d’origine austroalpine ou

briançonnaise. Cela implique que cet ensemble métamorphique, dont la structure

stratigraphique originelle est préservée, se soit formée dans un prisme orogénique sédimen-

taire. Si l’on considère une densité moyenne de 2,8-2,9 pour les métapélites à carpholite,

chloritoïde (voir partie suivante), les pression estimées pour les unités les plus profondes

(12 kbar) impliquent que le prisme a eu une épaisseur de 35 à 45 km. Ce prisme ce serait

construit contre les nappes austroalpines et les unités accrétées précédemment dans l’his-

82


toire de la chaîne (Piémontais, Briançonnais) durant la convergence de direction NO (Platt

et al., 1989). Cette direction de convergence est également soulignée par des chevauche-

ments vers le NO dans le socle européen (massif d’Adula, Ring, 1992 ; massif du Gothard,

Marquer, 1990). Un prisme de même type, caractérisé par une extension ves le NO, a été

décrit par Wallis et al. (1993) et Wallis & Behrmann (1996) dans la fenêtre des Tauern. Cette

extension aurait été contemporaine de la convergence Europe - Apulie et aurait précédé la

collision.

La déformation NO-SE présente dans les Bündnerschiefer n’affecte pas les unités supé-

rieures tel que le Briançonnais, le Piémontais ou l’Austroalpin tandis que les phases préco-

ces E-O affectant les nappes austroalpines (Dürr, 1992 ; Handy et al., 1993 ; Froitzheim et al.,

1994) et le Piémontais (Ring et al., 1988, 1989) ne semblent pas exister dans les

Bündnerschiefer. En revanche l’ensemble des unités penniques est affectés par les événe-

ments tardifs de la déformation vers le nord (Ring, 1992a ; Handy et al., 1993 ; Froitzheim et

al., 1994). D’autres arguments peuvent être apportés en faveur de l’indépendance de l’évo-

lution des Bündnerschiefer vis à vis de l’ensemble Austroalpin-Piémontais-Briançonnais :

- La présence de fossiles Priabonien (~35 Ma) dans les flysch tertiaires au sommet de la

pile des Bündnerschiefer (Weh, 1998) indique que le système Europe - Austroalpin n’est

pas encore collidé à cette époque, alors que la haute pression était établie au bas de la pile

sédimentaire.

- Des minéraux détritiques de haute pression ( glaucophane, lawsonite, Mange-Rajetzky

& Oberhänsli, 1982 ; Mauer et al., 1982 ; carpholite, Mange-Rajetzky, communication per-

sonnelle) sont uniquement déposés dans la molasse d’âge chattien (28-23 Ma) tandis que la

molasse plus récente (Burdigalien) ne contient que des minéraux HT-BP des socles (Mange-

Rajetzky & Oberhänsli, 1982). Cela signifie que

- l’exhumation des roches de HP a été temporaire

- les roches exhumées étaient un mélange de roches d’origine océanique

(glaucophane) et sédimentaire (carpholite)

- que l’exhumation a été oblitérée par l’arrivée des nappes de socle austroalpin.

Nous proposons donc que le métamorphisme de HP des Bündnerschiefer a été formé

dans un prisme sédimentaire de 45 km d’épaisseur. Les roches métamorphisme étaient alors

exhumées par un détachement. Il aurait commencé à fonctionner alors que les roches étaient

en profondeur et aurait ainsi permis la préservation de la Mg-carpholite au toit de l’unité du

Mundin tandis que la partie profonde se réchauffait (apparition du chloritoïde).

Cette hypothèse d’une fermeture tardive de l’océan valaisan et de la présence d’un prisme

sédimentaire important permettant la formation de schistes bleus remet en question les modè-

les d’évolution des Alpes. Avant de proposer un nouveau modèle, nous nous proposons de pour-

suivre l’étude du domaine valaisan vers l’ouest en étudiant la zone du Petit St Bernard.

83

Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan

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unité du Petit St Bernard

domaine valaisan

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Valaisan

Versoyen

B- A l’ouest : le Petit St Bernard

I. PRÉSENTATION GÉOLOGIQUE

Parfois considéré comme l’unique reste de l’océan du même nom, la zone valaisane s.s.

dans les Alpes occidentales est bien identifiée comme étant différente des «Schistes Lus-

trés» piémontais. Comprise entre le Front Pennique à l’ouest et le chevauchement

briançonnais frontal à l’est (figure I-B-1), la zone valaisane est classiquement divisée en

plusieurs unités : le flysch valaisan (ou flysch de Tarentaise), le complexe du Versoyen et

l’unité du Petit Saint-Bernard.

Le flysch valaisan est caractérisé par la succession de trois séries (trilogie du flysch valai-

san, Antoine, 1971). De la base au sommet, on distingue : la couche de l’Aroley, la couche

des Marmotains, le couche de St Christophe. L’âge de ces séries est sujet à discussion : cer-

tains auteurs le considèrent d’âge Crétacé Supérieur (Cénomanien à Campanien ; Antoine,

1971), d’autres suggèrent qu’il est plutôt Eocène (Priabonien, Gely, 1989).

Le complexe du Versoyen est une association de roches basiques (ophiolites, serpentinites),

de pélites et de gneiss (Lassere & Laverne, 1976). Jusqu’à maintenant aucun âge n’a été

déterminé pour ce complexe.

L’unité du Petit St Bernard est un ensemble sédimentaire liassique, de calcschistes et de

schistes argileux (Antoine, 1971).

figure I-B-1 : Carte géologique (d’après Debelmas, 1980) de la région du Petitt St Bernard. L’en-semble formé des unites de Petit St Bernard, du Versoyen et du flysch valaisan est coincé par laZone Houillère à son toit et les massifs cristallins externes (Belldonne, Mont Blanc) à la base.

84


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Lawsonite

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Ségrégation synschisteuseà albite-chlorite-phengite

Ségrégation synschisteuseà chlorite-phengite

Chloritoïde

Carpholite

II. OCCURRENCES ET PARAGENÈSES

Les analyses chimiques ont été effectuées sur les minéraux par microsonde électronique

(CAMEBAX et SX 50, 15 kV, 10 nA) au service d’analyse CAMPARIS de l’Université

Paris VI. Le protocole d’analyse électronique en dispersion de longueur d’onde a utilisé les

étalons anorthite (Si, Al, Ca), Fe2O3 (Fe), MnTiO3 (Mn), olivine (Mg), albite (Na), orthose

(K) et une correction PAP.

1- Les unités du Petit St Bernard et du Versoyen

La lawsonite, la ferrocarpholite, le chloritoïde ont été uniquement rencontrés dans les

schistes et calcschistes de l’unité du Petit St Bernard et les schistes noirs de l’unité du Versoyen.

Les différentes occurrences sont présentées sur la carte de la figure I-B-2. Le tableau I-B-1

présente les analyses des minéraux associés dans les paragenèses représentatives de l’évolu-

tion métamorphique. Le stade précoce est présent sous forme de paragenèses reliques (a)

alors que l’évolution secondaire est représentée par les paragenèses de la foliation (b).

figure I-B-2 : Occurrences échantillonnées des minéraux métamorphiques dans les métasédimentsdes différentes unités valaisannes.

85


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2,68

82,

032,

743,

422

23,

154

2,64

32,

152

3,52

32,

642,

001

3,33

42,

662

2,02

53,

273

2,64

72,

039

2,81

63,

48Ti

00

0,00

20

0,00

70,

002

0,01

30,

010

00,

007

00

00

00,

009

0,00

50

0,00

20,

007

0,00

10,

004

0,00

50,

003

Al

3,97

2,65

62,

923

1,99

12,

247

2,61

11,

937

2,63

52,

002

4,00

82,

727

2,90

32

2,03

22,

985

3,98

72,

351

2,74

42

3,92

32,

497

2,88

71,

936

2,40

42,

047

Fe3+

0,03

00

0,00

90

00,

050

00

00

00

00,

013

00

0,07

70

00,

012

00

Fe2+

1,79

0,06

82,

295

0,44

60,

149

2,71

20,

581

2,81

0,15

71,

543

0,03

92,

013

0,65

80,

262,

773

1,73

60,

175

2,84

90,

517

1,68

90,

098

2,13

40

1,72

10,

127

Mn

0,09

80,

004

0,00

50,

125

0,00

40,

122

0,05

70,

036

00,

112

0,00

40,

290,

013

00,

048

0,05

60,

002

0,03

10,

030,

024

0,00

10,

003

00,

010,

005

Mg

0,25

30,

122

1,93

40,

429

0,24

61,

818

0,36

41,

640,

272

0,33

50,

107

2,28

70,

330,

203

1,33

90,

208

0,17

31,

631

0,45

30,

263

0,17

72,

210

2,74

70,

377

Ca

00

00

0,00

40,

002

00

00

0,00

50

00

00

0,00

50

00,

003

0,00

30,

017

0,99

20,

010

Na

00,

074

00

0,03

80

00

0,03

10

0,11

10

00,

013

00

0,03

40

00,

008

0,04

50,

015

0,00

20

0,01

8K

00,

837

00

0,82

20

00

0,82

30

0,75

20

00,

874

00

0,83

20

00,

001

0,78

10,

005

0,00

40,

002

0,83

3F

00,

049

0,04

50,

111

0,04

90,

046

0,06

10

0,1

00,

046

00,

077

0,02

20

00,

123

00,

102

00,

005

0,08

50

0,09

50

XM

g0,

120,

620,

460,

430,

620,

390,

360,

370,

630,

170,

710,

500,

330,

440,

320,

100,

490,

360,

450,

130,

640,

51-

0,61

0,74

Siph

g min

3,13

b3,

15b

3,27

b-

--

3,23

b3,

31

tabl

eau

I-B

-1 :

Ana

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86


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chlorite

micas

micas

lawsonite

chloritoïdequartz

calcite

10 µm

La lawsonite - Ca Si2 Al2 O7 (OH)2 H2O -La lawsonite a été trouvée en petits prismes (20 x 200 µm) inclus dans des grains de

quartz des schistes noirs de l’unité du Petit St Bernard et du Versoyen (figure I-B-3). Les

paragenèses majeures de ces roches sont constituées par des associations à quartz, calcite,

chlorite, phengite, paragonite, chloritoïde et ferrocarpholite en fibres incluses dans le quartz.

La composition de la lawsonite est très proche du pôle théorique. Dans d’autres échan-

tillons des mêmes unités, des pseudomorphoses en micas (phengites, paragonite) et calcite

en forme de prismes trapus, préservées dans le quartz, peuvent être attribuées à la lawsonite.

La lawsonite est également signalée en plusieurs occurrences par Cannic et al. (1996) dans

les schistes noirs de l’unité du Versoyen. Ces lawsonites sont partiellement rétromorphosées

en zoïsite et phengite de substitution variable (Si3.2-3.4, Cannic, communication personnelle)

en présence de chlorite.

Fe-carpholite - (Fe, Mg) Al2 Si2 O6 (OH, F)4 -La ferrocarpholite se caractérise par son aspect le plus fréquent dans les schistes lustrés

et les “Bündnerschiefer” (Goffé &Chopin, 1986 ; Goffé & Oberhänsli, 1992) : microfibres

(10 à 500 µm de long sur 0,5 à 10 µm de large, figure I-B-4a) préservées dans les quartz des

ségrégations synfoliaires (veines) de quartz et carbonates. Dans ces quartz, les fibres de

ferrocarpholite sont associées à la chlorite et à la phengite (figure I-B-4b). Des textures de

remplacement de la ferrocarpholite par ces associations à chlorite - phengite sont souvent

observées. A l’échelle macroscopique, ces ségrégations synfoliaires de quartz, de taille cen-

timétrique à décimétrique, portent l’empreinte de grandes fibres isolées ou de paquets de

fibres de quelques millimètres à un centimètre de section, pour des longueurs qui peuvent

atteindre un ou deux décimètres. Ces empreintes, soulignées par les phyllosilicates, donnent

aux veines de quartz un aspect fibreux, ligneux caractéristique des pseudomorphoses de

figure I-B-3 : Occurrence de lawsonite en inclusion dans le quartz et la calcite (PSB9210b).

87


ferro- et magnésiocarpholite (Goffé & Chopin, 1986 ; Goffé & Oberhänsli, 1992). Au mi-

croscope, ces pseudomorphoses sont constituées d’une association de phengite, de chlorite

et de chloritoïde (figure I-B-4d). Localement, des restes de ferrocarpholite, inclus dans des

petits grains de quartz peuvent encore y être observés. Ces structures fibreuses et les

microfibres associées avaient déjà été décrites par Schürch (1987) mais sans pouvoir être

attribuées à une phase minérale.

La composition de la ferrocarpholite varie de 45 à 66 mole % du pôle ferreux

(0,33<XMg<0,49 ; tableau I-B-1). Les compositions sont relativement homogènes à l’échelle

de l’échantillon (δXMg < 0,05). Certaines des ferrocarpholites de l’unité du Versoyen se sin-

gularisent par un contenu en manganèse élevé (XMn = 0,125). C’est la plus forte valeur con-

nue pour la série des ferro- et magnésiocarpholite. Elle pourrait être le reflet d’un milieu

initialement plus riche en manganèse que celui habituellement connu pour les pélites à

ferro- et magnésiocarpholite (Theye et al., 1992). Elle pourrait ainsi témoigner d’un milieu

de sédimentation originel en condition péri-ophiolitique.

figure I-B-4 : Exemples types des associations à ferrocarpholite et chloritoïde. a) microfibresincluses dans le quartz (ISB883b). b)association à carpholite, chlorite et micas. (Breuil 921c).c) Pseudomorphose de carpholite (PsCar)remplacée par chloritoïde, chlorite et micas en in-clusion dans le quartz (ISB 883b). d) association à chlorite, chloritoïde micas dans la foliation(Breuil921a).

88


Chloritoïde - (Fe2+, Mg)2 (Al,Fe3+) Al3 Si2 O10 (OH)4 -Le chloritoïde en rosettes ou en prismes isolés de taille millimétrique se rencontre en

abondance dans la foliation principale des schistes. Souvent associé aux phengites et à la

chlorite dans les pseudomorphoses de ferrocarpholite, il apparaît comme une phase de rem-

placement de ce minéral (figure I-B-4c). Il montre fréquemment à la fois des textures

d’intercroissance et de remplacement partiel avec la chlorite et la phengite. Des

pseudomorphoses complètes du chloritoïde par la chlorite en présence de phengites peu-

vent être observées dans certains échantillons.

La composition du chloritoïde varie de 80 à 94 mole % du pôle ferreux (0,06 < XMg < 0,2).

Comme pour la ferrocarpholite, la variation de composition est faible dans un même échan-

tillon (δXMg < 0,05). Les coefficients de partage Fe - Mg entre ferrocarpholite et chloritoïde

varient de 4 à 6 (KDcar/ctd = (Fe/Mg)car/(Fe/Mg)ctd). Ces valeurs sont comprises dans la gamme

de celles observées dans d’autre chaînes de haute pression (KDcar/ctd = 2,3 à 8, Vidal & Theye,

1996). On observe cependant que le KD diminue entre les compositions les plus ferreuses

(les plus précoces) et les plus magnésiennes dans un même échantillon (δKD < 2). Cette

évolution est inverse de ce qui est observé par ailleurs en Crète ou en Andalousie (Theye et

al., 1992 ; Azañon, 1994 ; Azañon & Goffé, 1997). Elle signifie que la composition du

chloritoïde évolue, avec l’augmentation du métamorphisme, plus rapidement vers le pôle

magnésien que la ferrocarpholite. Cela suggère, au moins pour les termes les plus magné-

siens des chloritoïdes, un déséquilibre entre les minéraux dans les échantillons étudiés ici.

Ce déséquilibre s’accorde avec l’existence de ferrocarpholites toujours incluses en relique

dans les quartz et figées dans une composition qui pourrait correspondre à l’équilibre avec

les premiers chloritoïdes apparus dans la roche par la réaction (équation I-A-2)

Car = Ctd + Qz + H2O

En dehors des quartz, dans la foliation principale, le chloritoïde associé aux chlorites et

aux phengites peut continuer à évoluer indépendamment (voir paragraphe suivant).

Chlorites (clinochlore) - Mg5Al AlSi3 O10 (OH)8 -Les chlorites ont des compositions ferromagnésiennes intermédiaires (50 à 60 mole %

du pôle ferreux). Les compositions des chlorites de la foliation sont relativement constantes

dans un même échantillon (δXMg < 0,06). Les chlorites associées aux reliques de la carpholite

dans le quartz ont souvent des compositions différentes de celles de la foliation associées au

chloritoïde (cf. échantillon Pt St-Bernard922c, tableau I-B-1). Les coefficients de partage de

Fe et Mg entre chlorite et chloritoïde (KDchl/ctd) varient de 5 à 7. Ces valeurs de KDchl/ctd corres-

pondent à celles déjà décrites en Crète et en Andalousie (KDchl/ctd = 5 à 7, Theye et al., 1992 ;

Azañon, 1994). Par contre le coefficient de partage entre ferrocarpholite et chlorite (KDcar/chl) en

relique dans les quartz est presque constant, il varie de 1,00 à 1,10. Ces valeurs sont compa-

rables à celles de Crète et du Péloponnèse (Theye et al., 1992).

89


La substitution Tschermak dans les chlorites est comparable à celle des chlorites de Crète

et d’Andalousie avec un contenu en Si tétraédrique variant de 2,6 à 2,7 (Theye et al., 1992 ;

Azañon, 1994 ; Azañon & Goffé, 1997).

Micas blancs - (K, Na) (Al, Mg)Al AlSi3 O10 OH2 -Les phengites sont des minéraux ubiquistes dans ces schistes. Les textures réactionnelles

qu’ils présentent avec la ferrocarpholite, le chloritoïde et la lawsonite en font des minéraux

critiques pour la compréhension de l’évolution du métamorphisme. Le contenu phengitique

des micas exprimé par la valeur en Si du site tétraédrique varie de Si = 3,15 à Si = 3,52 dans

les associations à chlorite, ferrocarpholite, chloritoïde et quartz. Les valeurs les plus basses

(3,15-3,25) sont celles des phengites associées à la chlorite et au chloritoïde dans la foliation

principale. Les valeurs les plus fortes (3,30-3,52) correspondent aux phengites associées avec

la chlorite et la ferrocarpholite dans les ségrégations de quartz. Ces phengites peuvent alors

être considérées comme des reliques. Le déficit sur le site interfoliaire (Na - K) varie de 0,15

à 0,25.

Les coefficients de partage de Fe et Mg entre les phengites et les minéraux associés

(chlorite, ferrocarpholite, chloritoïde) dans chacune des situations texturales observées, soit

dans les quartz soit à l’extérieur dans la foliation, sont homogènes et traduisent un équilibre

entre les phengites et ces minéraux (KDph/chl = 2 ± 0,4 ; KDph/car = 1,8 ± 0,3 ; KDph/ctd = 12 ± 0,9).

2- Les autres unités

La ferrocarpholite et la lawsonite n’ont pas pu être mises en évidence dans les autres

unités du domaine valaisan (unité du Flysch Valaisan, unité de Moutiers, unités de Salins)

ou des autres unités sous-jacentes (unité ultra-dauphinoise de la Crête des Gittes) ou sus-

jacentes de la Zone Houillère briançonnaise. Dans l’unité du flysch valaisan, les paragenèses

principales sont à quartz, calcite, albite, chlorite, phengite (Si3,3-3,4). Le chloritoïde est connu

dans les unités dauphinoises (Leikine et al., 1983). L’unité de la Crête des Gittes offre la

particularité d’être constituée d’un matériel schisteux noir, d’âge liasique, comparable à ce-

lui de l’unité du Petit St Bernard. Ces schistes sont très riches en lentilles de quartz synfoliaires

dont l’aspect fibreux pourrait être confondu avec celui des pseudomorphoses de ferro- ou

magnésiocarpholite. Au microscope, ces quartz - qui montrent de très belles structures en

“crack-seal” (Ramsay, 1980) - n’incluent que des chlorites et des phengites en petites lamel-

les orientées dans le sens de l’étirement ou en vermicules désorientés. Ces chlorites et micas

sont des minéraux primaires qui, par leur habitus, ne peuvent être confondus avec ceux

provenant de la rétromorphose de la ferrocarpholite ou de la lawsonite. Ces chlorites diffè-

rent des chlorites des schistes à ferrocarpholite par un contenu en aluminium plus élevé

(Si/Altotal = 0,8 contre 1). La substitution phengitique est variable de 3,1 à 3,3 avec un déficit

important dans le site interfoliaire autour de 0,8, ce qui les rapproche des illites.

90


Les schistes charbonneux de la Zone Houillère avec leurs micas détritiques, leurs plantes

préservées et leur faible déformation sont peu métamorphiques. Ils offrent de ce point de

vue un contraste métamorphique saisissant avec les schistes à ferrocarpholite de l’unité du

Petit St Bernard.

III. ESTIMATIONS DES PRESSIONS ET DES TEMPÉRATURES

Les calculs ont été faits avec les méthodes que nous avons décrites dans le chapitre pré-

cédent. Dans les unités contenant des minéraux de haute pression, le système peut être

contraint par plusieurs réactions d’équilibre :

- impliquant la lawsonite et la zoïsite,

Lw + Qz = Zo + Ky (équation I-B-1)

Lw + Cel = Zo + Ms + Chl + Qz (équation I-B-2)

- dans le système albite, jadéite, quartz.

Ab = Jd + Qz (équation I-B-3)

Cette association, qui caractérise les métabasites et métapélites sodiques de l’unité du

Versoyen, est aussi présente dans la petite écaille de socle gneissique de Pointe Rousse

incluse dans les schistes noirs (Saliot, 1979). La courbe de stabilité de la jadéite est calculée

pour une jadéite contenant 90 % du pôle pur (Saliot, 1979).

- avec les paragenèses à Fe-carpholite, chloritoïde, chlorite, micas. Les réactions entre ces

minéraux sont identiques à celles que nous avons présentées dans le chapitre précédent.

Mais en plus nous considérons ici que les remplacements observés entre ces minéraux cor-

respondent à des réactions proches de l’équilibre dans un système en évolution dans le

champ pression - température (Goffé & Vidal, 1992).

Nous présentons dans ce qui suit une estimation des conditions métamorphiques (figure I-B-

5), un peu différente de celle que nous avons publiée précédemment (Goffé & Bousquet, 1997).

En effet nous avons depuis acquis d’autres arguments qui nous ont permis de contraindre plus

précisément les conditions P-T : la nouvelle décomposition des micas, la mise au point du

géothermomètre chlorite - chloritoïde (Vidal et al., sous presse, voir annexe).

Dans les unités du Versoyen et du Petit St Bernard, nous pouvons distinguer deux types

d’association :

- Le premier est constitué par les associations à carpholite, micas et chlorite dans les

ségrégations de quartz. Les conditions de pression sont alors limitées par les isopleths de la

réaction carpholite - chlorite - micas (équation I-A-1) et celles de température par les cour-

bes d’apparition du chloritoïde à partir de la carpholite (équation I-A-2). Les conditions P-T

ainsi obtenues pour ces associations sont estimées à 14-15 kbar, 350-400°C. Les valeurs de

pression sont sensiblement inférieures à celles calculées précédemment à cause du déficit

sur le site interfoliaire des micas.

91


- Le second assemblage minéral caractéristique est composé de chloritoïde, chlorite, mi-

cas parfois associé à des reliques de Fe-carpholite. Ces paragenèses sont présentes non plus

dans des veines, mais dans la foliation. Les températures calculées à l’aide du géothermomètre

chloritoïde - chlorite (Vidal et al., sous presse) sont comprises entre 450 et 500°C. Ces tem-

pératures sont supérieures à celles calculées si l’on considère l’équilibre carpholite -

chloritoïde (380-400°C) qui correspondent à des températures minimum.. Ceci montre que

figure I-B-5 : Estimations des conditions PT des roches métamorphiques du Petit St Bernard.Les estimations des éclogites du Versoyen sont de Cannic et al. (1996). En pointillé sont repré-sentées les estimations de Goffé & Bousquet (1997) faites sans correction des micas.

PR

ES

SIO

N (k

bar

)

TEMPERATURE (°C)200 300 400 500

0

10

20

Jd + Qz

AbC

ar (0

,4)

Ctd

(0,1

) + Q

z

Lw +

Qz

Zo + P

r

Phe (3,3) + CtdMs + Chl + Qz

Lw + P

he(3,3)

Zo + M

s +Chl +

Qz

Pg + Phe (3,4)

Ms + Chl + Qz + Ab

Phe(3,15)

Lw +

Qz

Zo + K

y

Versoyen - Petit St Bernard(après correction des phengites)

Versoyen - Petit St Bernard(avant correction des phengites)

Eclogites

Flysch valaisan

Pg + Phe (3,3)

Ms + Chl + Qz + Ab

Phe (3,4) Phe (3,5) + Car

Ms + Chl +Qz

isopleth Car - Pheavant correction des phengites

isopleth Car - Pheaprès correction des phengites

données duthermomètre

Chl - Ctd

92


la Fe-carpholite n’est plus équilibrée avec le chloritoïde même en supposant que les

carpholites les plus magnésiennes (0,4 < XMg < 0,5) et les chloritoïdes les plus ferreux (0,1 <

XMg < 0,14) correspondent au dernier équilibre entre ces minéraux avant la destruction

complète de la carpholite en dehors des quartz. L’isopleth de la réaction (équation I-A-8)

2Ms + Chl + 2Qz = 3Ctd + 2Cel + H2O,

permet d’estimer les conditions de pression auxquelles se sont formées de tels paragenèses.

Ainsi pour des conditions de température comprises entre 450 et 500°C, les conditions de

pression varient entre 13 et 15 kbar (figure I-B-5).

Pour les foliations, les conditions de température et de pression sont du même ordre de

grandeur que celles estimées dans d’autre régions (Crète, Péloponnèse, Andalousie) pour

des associations minérales comparables (Theye et al. 1992 ; Azañon, 1994). Ces valeurs de

pression et de température sont compatibles avec celles déduites des roches intimement

associées aux schistes et calcschistes à ferrocarpholite : éclogites (13-16 kbar, 425-500°C)

dans les complexes basiques, associations à glaucophane - jadéite - chloritoïde dans les

métapélites sodiques et jadéite très pure (12 kbar au minimum) dans les roches acides (Saliot,

1979 ; Schürch, 1987 ; Cannic et al., 1996).

- Un chemin pression - température peut alors être construit avec une augmentation de

la température accompagnant une décroissance en pression depuis une valeur approxima-

tive de 350°C et 17-18 kbar vers 400-420°C et 13-14 kbar. Le remplacement tardif de la

lawsonite par une association à zoïsite et phengite (Si3,2) en présence de chlorite traduit une

évolution à une plus basse pression. L’absence de disthène ou de pyrophyllite contraint les

conditions P-T au-dessus de la courbe d’équilibre de la lawsonite avec la zoïsite et le disthène

ou la pyrophyllite, soit autour de 400°C à 8 kbar.

Dans les autres unités, l’absence de ferrocarpholite et de chloritoïde implique des pressions

inférieures. Le Flysch Valaisan est caractérisé par des phengites fortement substituées en

association avec l’albite et la chlorite. L’absence de paragonite et le développement tardif

de l’albite et de la chlorite dans la foliation micacée suggèrent une réaction ayant consommé

la paragonite. Pour les compositions considérées, cette réaction -très dépendante de la pres-

sion- se situe à 350°C autour de 6 kbar pour les phengites les plus substituées et 4 kbar pour

les moins substituées. La disparition de la paragonite et des phengites les plus substituées en

faveur de l’albite, de la chlorite et de phengites moins substituées est une réaction à pression

décroissante. Elle implique donc que des pressions plus fortes que 6 kbar aient pu exister

dans le Flysch Valaisan. L’absence de reliques ou de pseudomorphoses de jadéite ou de

glaucophane suggère cependant que ces- pressions n’ont jamais atteint les valeurs

correpondant à la stabilité de ces minéraux (8-12 kbar).

93


yyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyy

zzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzz

||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||

yyyyyyzzzz

||||||

Courmayeur

Cormetde Roselend

ZoneValaisane

Mont Blanc0 5 km

N

BourgSt Maurice

Belledonne

La Thuile

yyyyzz

||

linéation minérale d'étirement

cette étudeAndrieux &Lancelot (1980)

Cannic et al. (1996)

IV. DÉFORMATION ET INTERPRÉTATION

La déformation de cette région a été et est l’objet de plusieurs études (Antoine, 1978 ; Andrieux

& Lancelot, 1980 ; Fudral, 1980 ; Cannic et al., 1996 ; Fügenschuh et al., 1998). Le but de ce

paragraphe n’est pas de proposer une nouvelle étude, mais plus de comprendre, à partir des

données déjà publiées et de quelques observations personnelles, quels sont les rapports entre la

déformation et les épisodes métamorphiques. La déformation est marquée par une forte linéation

d’étirement minéral et surtout par de nombreux plis isoclinaux (Andrieux & Lancelot, 1980 ;

Cannic et al., 1996). La figure I-B-6 présente une carte synthétique des linéations d’étirement

observées dans cette région.

Plusieurs modèles existent quant à l’interprétation de ces données structurales :

- Cannic et al. (1995, 1996) et Mugnier et al. (1993) associent la formation de la linéation

NO-SE et d’un cisaillement systématiquement vers le SE au métamorphisme du faciès schistes

verts. Ils considèrent que cette déformation est tardive dans l’histoire régionale et qu’elle

est due au rejeu en faille normale du chevauchement briançonnais frontal. Ce modèle pré-

sente plusieurs problèmes :

figure I-B-6 : Carte des linéations dans les unités valaisannes du Petit St Bernard.

94


Qzschistes noirs

liassiquesorientés N50, 40E

NOSE

Qz

veine de Qz + Carpartiellement remplacé

par Ctd+Chl+Phe

schistosité principale

N-NOS-SE

a b

* Les données des traces de fission montrent que le jeu en faille normale du chevauche-

ment briançonnais frontal n’est pas très important et tardif (Fügenschuh et al., 1998).

* Cannic et al. (1996) supposent que les sédiments de l’unité du Petit St Bernard et du

Versoyen n’ont pas subi de métamorphisme de haute pression. La déformation vers le

NO-SE du Petit St Bernard et du Versoyen est alors considérée comme synchrone du

métamorphisme de type schiste vert. Or nous avons montré précédemment que les

conditions métamorphiques de ces roches étaient identiques à celles des roches basi-

ques du Versoyen (conditions du faciès éclogitique).

- Andrieux & Lancelot (1980) distinguent plusieurs phases de déformations dans les uni-

tés de la zone valaisane. La première phase très précoce et est marquée principalement par

une déformation hélicitique dans les albites interprétées comme primaires des roches basi-

ques du Versoyen. La deuxième phase considérée comme la phase majeure est soulignée

par une schistosité de crénulation S2. Dans cette phase, ils distinguent deux événements

différents : un décrochant orienté SO-NE et un cisaillant vers le NO. Les phases plus tardi-

ves sont marquées par des plis à toutes les échelles. Ce modèle n’est pas corrélé avec le

métamorphisme, mais a été confirmé par la mise en évidence d’une convergence oblique

précoce et d’un système transpressif dans l’histoire des Alpes occidentales (Ricou & Siddans,

1986).

A partir de ces informations et des données recueillies sur le terrain, nous proposons que le

métamorphisme de haute pression - basse température soit associé à deux épisodes de dé-

formation distincts :

- Pendant le premier, les veines de quartz contenant les associations à Fe-carpholite se

forment. Le caractère relique de cette déformation fait que le sens comme la direction de

transport sont difficiles à déterminer.

figure I-B-7 : Exemples de déformations dans les schistes noirs du Petit St Bernard. a) vers leNO. b) la déformation vers le SE est synchrone de la croissance du chloritoïde.

95


- Le second épisode durant lequel se développe la schistosité principale (S2 d’Andrieux

& Lancelot, 1980) est contemporain de l’apparition du chloritoïde et des conditions

métamorphiques plus élevées. Cette déformation de direction NO-SE est associée d’une

part vers le NO et d’autre part à des cisaillements vers le SE (figure I-B-7a) (Andrieux &

Lancelot, 1980 ; Fügenschuh et al., 1998). Il semble que ces deux types de cisaillement soient

de nature différente : ceux vers le NO seraient chevauchants tandis que ceux vers le SE

seraient extensifs (figure I-B-7b et Cannic et al., 1995, 1996).

L’ensemble de ces données montrent que la région du Petit St Bernard diffère sensiblement

de celle des Grisons. Les deux ensembles s’opposent par :

* des conditions métamorphiques plus élevées (jusqu’à 15 kbar, 500°C) dans le Petit St

Bernard que dans les Grisons (12-13 kbar, 400°C).

* un contraste métamorphique brutal avec les unités briançonnaises au toit alors que

dans les Bündnerschiefer le métamorphisme décroît progressivement jusqu’au con-

tact avec le Briançonnais.

* les unités actuellement situées à la base (le flysch valaisan s.s.) sont nettement moins

métamorphiques alors que dans les Bündnerschiefer le métamorphisme augmente

progressivement en profondeur.

On peut conclure que le contexte structural du Petit St Bernard est complètement différent

de celui des Grisons. Il est équivalent à celui de nombreux exemples d’unités éclogitiques de

forte pression dans lequel l’unité de haute pression est «sandwiché» entre deux unités moins

métamorphiques (par exemple à Dora Maira, Chopin et al., 1991 ; Michard et al., 1993 ; dans

le Grand Paradis, Merle & Ballèvre, 1992 ; dans les Cyclades, Avigad et al., 1997). Cette

situation est probablement plutôt due à un contexte de subduction classique sans prisme

qu’à un prisme important. Dans un tel contexte, l’exhumation peut se faire par remontée

tectonique le long du panneau plongeant (Chemenda et al., 1995).

96

ConclusionLe domaine Valaisan

Conclusion

Nous avons présenté une étude détaillée de deux régions différentes du domaine valai-

san l’une à l’ouest (le Petit St Bernard) et l’autre dans la partie centrale (les Grisons et la

fenêtre de l’Engadine). Dans la répartition des ensembles paléogéographiques (figure II-4),

nous avons vu que le domaine valaisan s’étendait jusque dans la fenêtre des Tauern. Avant

de faire une synthèse de l’ensemble du domaine valaisan, nous présentons une brève compi-

lation des données métamorphiques et tectoniques existant pour cette région.

Dans les Tauern, le domaine sédimentaire valaisan, représenté par les Schieferhülle, re-

pose sur un socle d’origine européenne (le Zentralgneis). Une semelle de roches éclogitiques

(20 kbar, 600°C, Holland, 1979a ; Miller, 1986 ; Kurz et al., 1998) sépare le socle européen des

sédiments. Dans les Schieferhülle, deux épisodes métamorphiques ont été mis en évidence.

Le premier est caractérisé par un métamorphisme de type schiste bleu (10-12 kbar, 400°C,

Holland, 1979b ; Frank et al., 1987) daté entre 32 et 36 Ma (Zimmermann et al., 1994). Les

conditions P-T du deuxième épisode sont du type amphibolitique (6-8 kbar, 500-550°C,

Selverstone & Spear, 1985 ; Selverstone, 1988). L’âge de ce métamorphisme est compris

entre 30 et 27 Ma (Zimmermann et al., 1994 ; Inger & Cliff, 1994). L’histoire tectonique des

Schieferhülle est le plus souvent décomposée en deux phases de déformation : une phase

chevauchante vers le nord accompagnant la formation des roches de haute pression (Kurz

et al., 1996) suivie d’une phase extensive E-O avec un mouvement vers l’ouest (Behrmann,

1988 ; Selverstone, 1988). Cette dernière, tardive, est interprété comme un écroulement

(collapse) post orogénique, permettant l’exhumation des roches de haute température. Ce-

pendant peu de modèles prennent en compte, l’extension vers le NO décrite à la base des

unités valaisannes et qui est clairement antérieure à la collision (Wallis et al., 1993 ; Wallis &

Behrmann, 1996).

En intégrant ces données à celles présentées précédemment, nous avons établi une carte

de synthèse des données métamorphiques et tectoniques à l’échelle du domaine valaisan

(figure I-5). Le métamorphisme haute pression - basse température de type schiste bleu

affecte l’ensemble du Valaisan depuis les Tauern à l’est jusqu’au Petit St Bernard à l’ouest

où les conditions métamorphiques sont plutôt de type éclogitique. Quand il est daté, le mé-

tamorphisme HP-BT est d’âge Eocène terminal aux environs de 35 Ma. Bien que l’histoire

tectonique soit complexe et variable en fonction de la localisation géographique dans la

chaîne, nous pouvons remarquer que la déformation de direction NO-SE, identifiée syn-

haute pression dans les Bündnerschiefer, se retrouve également dans l’ensemble du Valai-

san. Cette direction est compatible avec les directions de convergence Apulie - l’Europe au

début du Tertiaire (de 65 à 35 Ma environ, Le Pichon et al., 1988 ; Dietrich, 1976 ; Dewey et

al., 1989) ainsi qu’avec les directions d’apport des sédiments (voir la compilation de Escher

Le domaine Valaisan

97

Conclusion

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98


& Beaumont, 1997). Cette direction de mouvement NO-SE se retrouve aussi dans les autres

unités penniques (Steck, 1994 ; Ring, 1992b ; Marquer et al., 1994) au Tertiaire.

Comment expliquer la formation et l’exhumation d’un tel métamorphisme à si grand

échelle ? Quelle place a-t-il dans l’histoire des Alpes ?

Plusieurs remarques préliminaires sont nécessaires :

- Tous les modèles de reconstructions paléogéographiques (Frisch, 1979 ; Dercourt

et al., 1986 ; Stampfli, 1993) s’accordent à dire que le Valaisan était plus important à l’est qu’à

l’ouest.

- Dans les Alpes Centrales et Orientales, si l’on considère que les unités de HP-BT

s’étendent depuis les Tauern jusqu’aux Grisons (figure I-5) sur une surface actuelle de

300*20 km avec une épaisseur moyenne de 5 à 10 km (voir figure I-A-4) ; le volume de

roches métamorphiques remonté à la surface est donc considérable. En revanche, les don-

nées ECORS-CROP (Nicolas et al., 1990) montrent que la zone du Petit St Bernard, où le

métamorphisme est plus élevé, est constitué d’un petit lambeau de 2 à 5 km d’épaisseur sur

une distance de 15 km, comprimé entre le front pennique à l’ouest et le front houiller à l’est.

- Le métamorphisme HP-BT respecte la stratigraphie globale des unités sédimen-

taires. le degrés de métamorphsime augmente avec l’âge du protolithe depuis le flysch ter-

tiaire non métamorphique jusqu’aux sédiments crétacés des Bündnerschiefer.

Suite à ces observations, nous interprétons les différences de conditions P-T et de volume

de roches exhumées par une variation d’est en ouest de la géométrie de la subduction (fi-

gure I-6)

- A l’est dans les Tauern et les Grisons la subduction s’accompagne de la formation d’un

prisme important. Ce prisme est actif depuis l’initialisation de la subduction à la fin du

Cénomanien (90 Ma, Stampfli et al., 1998) jusqu’à la collision complète des nappes

austroalpines avec l’Europe (30 Ma Marquer, 1990 ; Marquer et al., 1994 ; Schmid et al.,

1997). Durant la subduction océanique de 90 à 50 Ma, le prisme se construit contre la marge

formée par l’accrétion de plusieurs «terranes» (nappes briançonnaises (Tambo, Suretta) et

piémontaises (Arosa, Avers). Lors du passage en subduction de la marge amincie euro-

péenne (Adula) à partir de 50 Ma, le prisme est suffisamment important pour que les condi-

tions à la base soit de type schiste bleu (figure I-6a). Aux environs de 35 Ma alors que dans

cette unité la plus profonde (unité du Mundin) se formaient des schistes bleus, le flysch

tertiaire se déposait dans la partie frontale du prisme (Weh, 1998). Cette simultanéité entre

le métamorphisme HP et le dépôt des derniers fossiles implique que la collision alpine est

nécessairement plus tardive (figure I-6a). La présence de carpholite, glaucophane et lawsonite

détritiques dans la molasse suisse d’âge chattien nécessite que les unités de HP contenant

ces minéraux soit en cours d’exhumation à cette époque, avant mêm que la collision alpine

avec le charriage de l’Austroalpin n’occulte l’émergence des Bündnerschiefer. Dans cette

Le domaine Valaisan

99

Conclusion

hypothèse, l’exhumation des roches du faciès schiste bleu à carpholite - chloritoïde se fait

nécessairement à l’intérieur du prisme. D’après les données structurales de la fenêtre de

l’Engadine et dans les Tauern (Wallis & Behrmann, 1996), la remontée des roches

métamorphiques se ferait par l’action conjointe d’une accrétion en profondeur et d’une

faille normale en surface (Platt, 1986, 1987). Cependant Kurz et al. (1998) ont proposé que

ce soit plutôt un mécanisme de type «corner flow» (Cloos, 1982, 1985) qui exhume les schis-

tes bleus des Tauern. Mais un tel modèle implique que les nappes austroalpines aient été

charriées sur le Valaisan de manière précoce, ce qui n’est pas compatible avec l’âge des

derniers dépôts sédimentaires. Mais nous discuterons plus en détail les mécanismes permet-

tant la remontée de roches métamorphiques dans un chapitre ultérieur, en particulier du

rôle de l’érosion.

- A l’ouest dans le Petit St Bernard, la subduction n’a pas formé un prisme suffisant pour

créer des conditions métamorphiques de type schiste bleu. On peut émettre l’hypothèse

que cette absence de prisme de taille importante soit liée à la faible largeur de l’océan valai-

san dans cette partie des Alpes. La haute pression est alors produite par la subduction des

sédiments sous le Briançonnais et la remontée se ferait alors le long du panneau plongeant

(figure I-6b).

Ces modèles de création et d’exhumation des roches métamorphiques HP dans le do-

maine valaisan nous permettent de soulever certains points concernant l’évolution générale

des Alpes.

- Le métamorphisme de haute pression du domaine valaisan est tardif dans l’histoire des

Alpes Centrales, mais se produit avant la collision entre l’Europe et l’Apulie. La présence de

fossiles de même âge (~35 Ma) au toit d’une série stratigraphique métamorphisée en profon-

deur (les Bündnerschiefer) exclu une collision et un arrêt de la subduction avant cette date là.

En particulier les modèles de détachement du panneau plongeant («slab breakoff») entre 35 et

40 Ma (Davies & von Blackenburg, 1995 ; von Blackenburg & Davies, 1996 ; Sinclair, 1997b)

pour expliquer le remontée des roches HP-BT et l’augmentation des taux de sédimentation

dans les bassins d’avant-chaîne ne sont pas compatibles avec nos modèles.

- L’augmentation des taux de sédimentation dans la plaine molassique suisse à partir de

30 Ma et donc des taux d’érosion dans la chaîne (Sinclair & Allen, 1992 ; Sinclair, 1997a,

1997b ; Schlunegger et al., 1997) est synchrone du début de la collision et du passage en

subduction de la croûte européenne. Cette augmentation des taux d’érosion peut alors être

simplement provoquée par le changement de structure de la chaîne où du matériel d’ori-

gine continental entrant dans le prisme orogénique en lieu et place du matériel sédimen-

taire.

Les modèles proposés de formation et d’exhumation des roches métamorphiques HP-BT

dans les sédiments valaisan vont maintenant être discutés à la lumière d’autres exemples de

prismes sédimentaires métamorphique actuel ou passés.

100


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101

Modélisation numérique

Deuxième partie :

Modélisation numérique :Le métamorphisme

à l’échelle d’une chaîne de montagnes

102

Modélisation numérique

103

Modélisation numérique Introduction

Introduction : Prismes orogéniques ancien et actuel

L’étude que nous avons faite du domaine valaisan, en particulier des Bündnerschiefer, a

montré qu’un modèle de type prisme était le plus adapté pour décrire la formation et l’ex-

humation des roches de haute pression de type schiste bleu. Un tel modèle implique la

formation d’un prime de 40 à 50 km d’épaisseur. A travers les exemples de prismes anciens

et actuels, nous voulons montrer qu’un tel modèle est envisageable et présenter les mécanis-

mes actuellement proposés pour l’exhumation des roches métamorphiques. Ces données

nous serviront également de contraintes pour les modèles numériques que nous présente-

rons en troisième partie.

- Comme exemple de prisme ancien, nous avons choisi le complexe franciscain parce que

d’une part la géologie et la tectonique sont bien contraintes et d’autre part parce que les

conditions métamorphiques décrites sont proches de celles des Grisons. Le complexe fran-

ciscain a par ailleurs été considéré comme le «stratotype» du métamorphisme HP-BT de

type schiste bleu (Ernst, 1971).

- Comme prisme actuel, nous nous sommes intéressés au Mont Olympic dans la région

des Cascades au nord ouest des Etats-Unis. Il existe plusieurs autres exemples de prismes

actuels formant des chaînes de montagnes importantes : la marge sud de l’Alaska liée à la

subduction des Aléoutiennes, le massif de Shikoku au

Japon, la Crète en mer Egée, le massif du Makran en

Iran, le nord-est de la Nouvelle-Zélande. Notre choix

a été motivé par deux raisons :

- la structure (voir Fuis, 1998) et la formation (voir

Brandon et al., 1998) du prisme sont bien contraintes..

- ce prisme est en continuité directe avec le nord du

complexe franciscain (figure II-1).

30°

125° 50°

115°

Complexefranciscain

MontOlympic

Côte O

uest des Etats Unis

figure II-1 : Localisation géographiquedes exem-ples de prismes ancien et actuel étudiés par la suite.Ces deux exemples sont pris sur la côte ouest desETats-Unis.

104


Un prisme ancien : le complexe franciscain

La cote ouest des Etats Unis est le résultat d’un long processus d’accrétion actif du Juras-

sique supérieur au Tertiaire. Elle représente une ancienne marge active préservée (figure II-

1a) : le complexe franciscain représente le paléoprisme d’accrétion s.s., la Sierra Nevada

l’arc volcanique, et le bassin de la Great Valley le bassin avant arc (Blake et al., 1988). Le

substratum de la Great Valley est représenté par les ophiolites jurassiques du Coast Range.

Les vitesses de convergence durant la subduction ont varié de 1 à 10 cm/an mais sont en

moyenne restées supérieures à 5 cm/an (Engebreston et al., 1985).

figure II-2 : Géologie du com-plexe franciscain.

a) Carte géologique. Les unitéssédimenaires de HP (EasternBelt) sont coincées entre unsocle et d’aures unités sédimen-taires peu métamorphiques.

b) Coupes au nord et au sud ducomplexe. Au nord la stucturede prisme apparaît clairement.(d’après Ring & Brandon,1998).

faille de San Andreas

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Complexe franciscain

chaîne centrale

chaîne côtière

roches haute pression (HP) zone de faille

du Coast Range

roches basse pression (BP)

10 km

A B

DC

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Carte géologie de la Californie

coupes dans le complexe franciscain

B

105


Description géologique

La figure II-1a présente une carte géologique simplifiée du complexe franciscain qui

s’étend du nord au sud sur 1000 km de long et 150 km de large. Ce complexe de roches

sédimentaires est formé de trois unités tectoniques principales (Blake & Jones, 1981) : la

Chaîne Orientale (Eastern Belt), la Chaîne Centrale (central Belt) et la Chaîne Côtière

(Coastal Belt). Il est limité dans sa partie orientale par la zone de faille du Coast Range qui

le sépare de la Sierra Nevada. L’âge des séries stratigraphiques, tout comme le degré et l’âge

du métamorphisme augmentent d’ouest en est. La figure II-1b montre à travers deux cou-

pes synthétiques les relations entre les différents unités :

- La Chaîne Côtière est un ensemble homogène de grauwackes, d’âge Crétacé supérieur

à Eocène, voire Miocène (McLaughlin et al., 1982). Le métamorphisme de cette chaîne est

de bas degré à prehnite - pumpellyite (Ernst, 1971).

- La Chaîne Centrale est un «mélange» de roches sédimentaires datées du Jurassique

supérieur au Crétacé supérieur (Cloos, 1982). Cette unité est affectée d’un métamorphisme

de type schiste bleu à lawsonite et aragonite (Ernest, 1971). Dans cette matrice sédimen-

taire sont inclus de nombreux blocs de roches éclogitiques à jadéite et glaucophane (Cloos,

1986). Les deux événements métamorphiques sont diachrones : le métamorphisme éclogitique

est daté autour de 150 Ma, tandis que les schistes bleus ont un âge estimé à 115 Ma (McDowell

et al., 1984 ; Mattinson, 1986).

- La Chaîne Orientale située dans la partie supérieure du complexe (figure II-2b) est formée

d’un ensemble sédimentaire homogène dont les roches les plus jeunes sont d’âge Crétacé infé-

rieur. Dans ces roches les occurrences de lawsonite et aragonite sont nombreuses et parfois

associées à la jadéite et au glaucophane (Ernst, 1993). Les conditions métamorphiques sont

estimées entre 8-10 kbar et 250-300°C (Patrick & Day, 1989 ; Dalla Torre et al., 1996). Ces condi-

tions métamorphiques indiquent que l’épaisseur du prisme atteignait au moins 30 à 35 km.

Modèles d’exhumation

Bien que l’idée d’une formation et d’une exhumation des roches métamorphiques HP-

BT contemporaines de la convergence soit acceptée par l’ensemble des modèles, les méca-

nismes de l’exhumation sont très discutés. Nous pouvons en distinguer trois (figure II-3) :

- le premier est un modèle de dénudation tectonique par une grande faille extensive en

surface (Platt, 1986) accompagnée d’une accrétion à la base du prisme (figure II-3a). L’ex-

humation se fait ainsi par le jeu en faille normale de la zone du Coast Range.

- le deuxième modèle d’exhumation est contrôlé par l’érosion (figure II-3b, Ring & Bran-

don, 1994 ; 1998), la faille du Coast Range ayant alors un rôle mineur.

- le troisième modèle considère seulement le flux de matière dans le prisme (figure II-3c,

Cloos, 1984). C’est le modèle de «corner flow» (Cloos, 1982) appliqué au franciscain. Aucun

mouvement tectonique particulier n’est nécessaire à l’exhumation des roches métamorphiques.

106


Modèles d'exhumationdes roches métamorphiques

accrétion frontale

accrétion basale

0

20

40

Profon

deu

r (km

)

quelques faillesnormales

amincissementductile

érosion

Erosion (Ring & Brandon, 1994, 1998)

sous placagedes sédiments

failles normalessecondaires nombreuses faille normale

majeure (détachement)accrétion frontale

0

20

40

Profon

deu

r (km

)

sédiments qui ontsubi un métamorphisme

de moyenne pression (5,5-10 kbar)

sédiments qui ontsubi un métamorphisme

dehaute pression (> à 10 kbar))

Dénudation tectonique (Platt, 1986)

0 100 km

0

20

40

Profon

deu

r (km

)

flux de matièreconsécutif à la structure du prisme

"Corner flow" (Cloos, 1982, 1985)

figure II-3 : Les différents modèles proposés pour l’exhumation des rochesmétamorphiques du complexe franciscain.

107


Un prisme actuel : Le Mont Olympic

La zone de subduction des Cascades s’étend du massif de la chaîne de Klamath (Sierra

Nevada) jusqu’à l’île de Vancouver au Canada. Le point culminant de cette chaîne est le

Mont Oympic (figure II-4).

232˚ 234˚ 236˚ 238˚ 240˚

46˚

48˚

50˚

MontOlympicV=4-5 cm/an

Chaîne desCascades

presqu'îlede Vancouver

figure II-4 : Carte topographie du Mont Olympic et de la région environnante.En hachuré est représenté le prisme actuel auquel appartient le Mont Olympic.Il culmine à 2400m d’altitude au coeur du prisme lié à la subduction des Cas-cades. Les points blancs représentent les volcans actifs.

108


Description géologique

Situé dans la région des Cascades, le Mont Olympic est la partie émergée du prisme formé

par le passage en subduction de la plaque Juan de Fuca sous la plaque nord américaine (figure

II-4). La subduction des Cascades fonctionne depuis le Crétacé supérieur avec une vitesse de

convergence comprise entre 4 et 5 cm/an (Engebretson et al., 1985). La vitesse de convergence

actuelle est de 4,2 cm/an (NUVEL I, De Mets et al., 1990). Le Mont Olympic, large de 150 km

environ, représente le prisme actuel de la subduction tandis que la chaîne du Coast Range forme

le paléoprisme. Le début de la formation du Mont Olympic est daté de l’Eocène terminal (c.a. 35

Ma, Brandon & Vance, 1992). La majeure partie du prisme avant-arc des Cascades est émergée

(figure II-4). La topographie la plus élevée se situe au niveau du prisme et coïncide avec l’épais-

seur maximale des sédiments, estimée à 35-40 km

Le Mont Olympic est classiquement divisé en cinq unités sédimentaires (Tabor & Cady, 1978).

Toutefois, Bradon & Vance (1992) ont récemment distingué seulement trois unités (figure II-5)

sur la base des âges obtenus à partir des traces de fission – ces données ayant été interprétées

comme datant la formation de la série sédimentaire. Dans la partie centrale du prisme, un méta-

morphisme de type schiste bleu a été décrit (Brandon & Calderwood, 1990).

figure II-5 : a) Carte géologiquedu Mont Olympic. Les chif-fres indiquent les âges obtenussur traces de fission surapatite. On remarque que lesâges les plus jeunes affleurentau coeur du prisme. b) Coupeperpendiculaire à la zone desubduction montrant claire-ment la structure en primse duMont Olympic. (d’aprèsBrandon et al.,1998).

yyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyy

768 8

9 787 10

5

74

6

11 6 8 64

1187

7

7

18

15

15

7 7 7

1225

20

10

10

777

777

27

7 7

N

Hur

rica

ne ri

gdge

faul

t

y

unité du Coast Rangeriche en basaltes

unité supérieure

unité inférieure

âges sur tracde fission

Dans le prisme

14

unité externe au prisme actuel

yyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyyy

yyyyyyyy

0

0

10

50 100 150 200 250 300

20

30

40Prof

ond

eur

(km

)

Distance au front de déformation (km)

Mont OlympicHurricnae faultfront de déformation

A

A

A'

A'

50 km

109


Formation et fonctionnement du prisme

La figure II-B-5 montre une coupe schématique du fonctionnement du prisme, des méca-

nismes d’accrétion et de remontée des sédiments. Brandon et al. (1998) ont montré qu’avec

un taux de convergence de 40 à 50 mm/an, ce prisme avait atteint un régime stationnaire

quant au flux de matière au bout de17 Ma. La croissance du prisme se fait par accrétion

dans la partie frontale alors que la partie interne de la chaîne (Olympic bassin, figure II-5)

n’est pas déformée. Ce bassin est resté au niveau de la mer et n’a pas subi de déformation

depuis la fin du Miocène (Adams, 1984).Les températures dans le prisme en régime perma-

nent sont évaluées autour de 300°C. Les taux d’érosion estimés varient de 0,66 à 1,2 mm/an

(Brandon et al., 1998). A partir de ces résultats, Brandon et al. (1998) proposent de faire de

l’érosion le mécanisme unique de remontée des roches métamorphiques (figure II-5).

Ces modèles ne prennent toutefois pas en compte les failles listriques décrites dans cette

région (McNeil et al., 1997). Ces failles actives depuis le Miocène terminal sont perpendicu-

laires à la direction de convergence. Leur jeu est extensif, et certaines de ces failles sont

interprétées à partir de profils sismiques comme des détachements (McNeil et al., 1997),

leur fort pendage dans la partie supérieure s’horizontalisant en profondeur.

Ces exemples montrent que les prismes sédimentaires peuvent avoir des tailles considéra-

bles. Si les mécanismes d’exhumation des roches métamorphiques en leur sein font l’objet de

très nombreux débats (voir Platt, 1993 ; Jolivet et al., 1998a), on peut néanmoins retenir qu’ac-

tuellement et par le passé des prismes de 35 km d’épaisseur (au minimum) ont existé et permis

la formation et l’exhumation de schistes bleus. C’est sur la base de cette structure de prisme

sédimentaire associé à une subduction que va porter la modélisation présentée dans ce chapitre.

Cette modélisation numérique (thermique en deux dimensions) va traiter de l’histoire

thermique d’un prisme, en particulier de la possibilité d’établir en son sein des conditions de

haute pression - basse température capable de préserver et d’exhumer les minéraux HP-BT.

Après avoir présenté brièvement les outils numériques que nous avons utilisés, nous présen-

tons plusieurs modèles aux paramètres variables qui nous permettront de comprendre quelle

est l’influence de la structure interne de la chaîne, du type de matériel impliqué dans le prisme

sur la structure thermique de la chaîne et sur les chemins P-T des roches qui en résultent.

plaque Juan de Fuca

Cascadiabasin

Mont OlympicHuricane

ridge faultCôteOlympicbasin

front dedéformation

50 km

50 km

(exagération verticale = 2)

figure II-6 : Modèle ex-pliquant l’exhuma-tion des rochesmétamorphiques aucœur du MontOmympic (d’aprèsBrandon et al., 1998).

110

Modélisation numérique Outils

A- Outils numériques

La particularité de la modélisation numérique que nous allons présenter ici est de considérer

le changement de densité des roches, provoqué par le métamorphisme, au cours de l’enfouisse-

ment et d’en déduire l’altitude de la chaîne, ce qui apporte une contrainte forte aux modèles.

Nous avons utilisé un programme en éléments finis (FEAP) écrit par R. Taylor (Univer-

sité de Berkeley, voir Zienkiewicz & Taylor, 1988), adapté aux problèmes des chaînes de

montagne par P. Henry (E.N.S. Paris, voir Henry et al., 1997 et Le Pichon et al., 1997). Notre

travail a consisté à élaborer un programme de maillage et de calcul des vitesse spécifique

pour les chaînes de montagnes. Ce programme permet en autre de prendre en compte l’éro-

sion dans la construction du maillage.

I. LES ÉLÉMENTS FINIS

Ce paragraphe n’a pas l’ambition de constituer un exposé général de la méthode des

éléments finis, mais de fournir un résumé des notions «pratiques» qui nous semblent impor-

tantes pour la compréhension de cette méthode. Nous avons fait appel pour cela à plusieurs

ouvrages (Zienkiewicz & Taylor, 1994 ; Bathe, 1982) et à des cours non publiés de J. Braun

(Université de Canberra, Australie).

La méthode des éléments finis (FEM) est une méthode d’approximation algébrique des

équations différentielles pour lesquelles aucune solution analytique (ou exacte) n’existe.

Cette méthode a été créée au début du siècle de manière empirique dans le domaine de

l’ingénierie civile afin de calculer les contraintes et les déformations s’exerçant sur les ouvra-

ges d’art. Puis les mathématiciens ont justifié et quantifié les approximations faites par les

ingénieurs et ont généralisé la FEM à différents types d’équations différentielles (problè-

mes thermique, électrique, d’écoulement de fluides...). Cette origine «mécanique» de la FEM

se retrouve dans les termes employés pour qualifier les différents éléments entrant en jeu

dans la méthode : matrice de rigidité, déplacements, charge, forces...

1- Théorie de base : la discrétisation

Le but de la modélisation est de trouver une solution ou une approximation d’un champ

(scalaire, vectoriel ou tensoriel) d’une équation différentielle sur un domaine continu Ω de

l’espace. Le principe de la FEM réside dans le fait que

- le domaine W est divisé en un nombre fini de parties, appelées éléments, Ω e.

- la solution du système complet est constituée de l’assemblage des solutions pour chacun

des éléments.

Cette approximation nécessite plusieurs étapes :

1- Le milieu W est divisé par des points (1D), lignes (en 2D) ou surfaces (en 3D) imagi-

naires en un nombre finis d’éléments.

111


2- Les éléments sont géométriquement définis par un nombre fini de points, les noeuds.

Ces noeuds sont le plus souvent confondus avec les sommets des éléments, mais ce n’est pas

indispensable. Dans la majorité des formulations, les déplacements (ou les champs incon-

nus) des noeuds sont les inconnues de base du système.

3- On choisit une (ou plusieurs) fonction d’interpolation permettant de décrire le champ

des déplacement sur l’ensemble de l’élément à partir des déplacements aux noeuds. Cette

fonction est appelée fonction de forme.

2- Formulation mathématique

Elle consiste à trouver une approximation Φ(x,y,t) d’un champ (thermique, électrique...)

solution d’une équation différentielle sur un domaine, Ω , continu de l’espace. Les fonctions

de forme Ni permettent de connaître F(x, y, t) à partir d’un nombre, n, fini de valeurs Φi

calculées pour chaque noeud. Cette relation s’écrit sous la forme

Φ Φ( , , ) ( , ) ( )x y t N x y ti ii

n

==∑

1(équation II-A-1)

Les fonctions Ni sont des fonctions d’interpolation quelconque qui doivent vérifier que

le champ est continu à l’intérieur de l’élément, mais pas nécessairement entre deux élé-

ments. Dans la pratique un grand nombre de fonctions d’interpolation peuvent être utili-

sées (linéaires, quadratiques...). Nous avons utilisé des éléments à 4 noeuds et des fonctions

d’interpolation linéaires définies dans un système de coordonnées locales (η, ξ) par

N1 = 0,25 * (1 - η) (1 - ξ) N2 = 0,25 * (1 + η) (1 - ξ)

N3 = 0,25 * (1 + η) (1 + ξ) N4 = 0,25 * (1 - η) (1 + ξ)

Lorsque l’on a des problèmes impliquant un déplacement de matière, par exemple un transport

de chaleur par advection, la description du mouvement peut être formalisée de deux manières :

- Dans une description eulérienne, le repérage se fait par rapport à la configuration ac-

tuelle, c’est-à-dire que les variables sont le temps et les coordonnées du point M à l’instant t.

-Dans une description lagrangienne, le repérage se fait par rapport à la configuration

initiale. Les variables sont alors le temps et la position initiale M0 du point M.

L’ensemble des calculs a été fait en utilisant une description eulérienne. Ce choix implique

que nous utilisions un maillage rigide pour la description de la géométrie des différents modèles.

3- Résolution du problème thermique

Nous appliquons la méthode des éléments finis à la résolution d’un problème thermique

où le transport de la chaleur se fait par conduction et par advection. Nous sommes donc

conduits à résoudre l’équation suivante

ρ∂∂

ρcT

tk T c V T A= − ∇ +. . .∆ (équation II-A-2)

112


où ρ est la masse volumique, c la capacité calorifique, k la conductivité thermique, V la

vitesse et A la production de chaleur radioactive. La valeur des différents paramètres sera

discutée par la suite. Sur un domaine Ω considéré, les conditions limites peuvent s’exprimer

soit par une valeur T0 de température sur la frontière Γ f et soit par une valeur q0 du flux sur

la frontière Γ q soit par les deux en même temps.

Sous forme matricielle, l’équation II-A-2 s’écrit

M T K T f. .•+ + = 0 (équation II-A-3)

M est la matrice de masse, K, matrice de rigidité et f le vecteur force. Chacune des matri-

ces (M et K) est formée par l’assemblage des matrices élémentaires.

II. FACIÈS MINÉRALOGIQUES ET DENSITÉ

Une des particularité des modèles numériques est donc de calculer la densité des roches

en fonction des transformations minéralogiques consécutives aux variations de pression et

de température. Outre le fait qu’ils apportent des informations sur la structure des chaînes

de montagnes et sur leur évolution (Le Pichon et al., 1997 ; Henry et al., 1997), ces calculs de

densité nous permettent de déterminer avec plus de précision les conditions de pression et

ainsi de mieux contraindre les chemins P-T.

1- Calcul des densités

La densité des roches est calculée comme étant le rapport de la somme des masses molaires

sur la somme des volumes molaires des minéraux constitutifs, chaque masse et volume étant

pondérés par la fraction modale du minéral dans la roche. Pour chaque faciès, on peut écrire

d XM

Vf

if i

ii

n

==∑ .

1

où df est la densité du faciès f, Xif la fraction modale du minéral i dans le faciès f, Mi et Vi

respectivement la masse et le volume du minéral i.

Cette fraction modale des minéraux est calculée (en pourcentage molaire) à partir de la

formule standard de chaque phase du système et à partir de la composition de la roche, en

trouvant la solution algébrique positive relative à la position de la composition de la roche

dans l’espace des compositions minéralogiques (voir Goffé 1977 ; Thompson 1982, 1991).

Ainsi nous considérons vingt sept phases métamorphiques qui nous semblent majeures pour

la description de l’ensemble des faciès métamorphiques (tableau II-A-1). Ces phases sont

données par leur pôle pur idéal. Mg et Fe sont traités comme étant parfaitement interchan-

geables, c’est-à-dire que nous négligeons l’effet du partage entre le fer et le magnésium dans

les silicates ferro-magnésiens et donc nous ne considérons qu’un seul minéral pour chaque

113


1

3

2 (64)

(33)

(94)

200 600 1000

5 GPa(155 km)

coésite

quartz

éclogite à coésite

schiste bleuà lawsonite

amphibolite

granuliteà 2 pyroxènes

(CPx-OPx)

gran

ulite s

ans p

lagi

ocla

se

éclogiteà grossulaire

éclogiteà

lawsonite

schist

e bleu

à ép

idote

albi

t-ep

idot

eam

phib

olit

e

schiste vert

eclogite

granulite

grenat-plagiocla

se

granulit

e

à dist

hène

0

Pres

sion

(GPa

)

ECG

EBS

LBS

A

GGA

GG

ECC

EC

ECL

GS

GGA-GGAK

AEA

Profondeur approximative (km

)

Température (°C)

G2PX

fusion partielleavec eaufusion partielle

sans eau

figure II-A-1 : Défini-tions des facièsmétamorphiques quiseront utilisés dansles calculs de densité.La zone en gris légerreprésente la zone defusion en présenced’eau et celle en grisfoncé celle de fusionsans eau.

composition p .f.u . caractéris tiq uespôle pur magnés ien* pôle pur f erreux*

S i Al Mg Ca Na K T i masse volume d mass volume dalbi te 3 1 0 0 1 0 0 262,23 100,07 2,62 - - -an orth ite 2 2 0 1 0 0 0 278,21 100,79 2,76 - - -aragon ite 0 0 0 1 0 0 0 100,09 34,15 2,93 - - -b iotite 3 1 3 0 0 1 0 417,62 152,00 2,75 512,52 154,00 3,33calcite 0 0 0 1 0 0 0 100,09 36,93 2,71ch lori te 3 2 5 0 0 0 0 555,80 211,47 2,63 713,50 213,00 3,35ch lori toide 1 2 1 0 0 0 0 220,35 68,84 3,20 251,89 69,67 3,62coés ite 1 0 0 0 0 0 0 60,09 20,64 2,91d iop side 2 0 1 1 0 0 0 216,55 66,20 3,27 248,10 67,95 3,65en statite 2 0 2 0 0 0 0 200,78 62,66 3,20 263,87 65,92 4,00glaucoph ane 8 2 3 0 2 0 0 783,54 260,50 3,01 878,16 265,90 3,30grenat 3 2 3 0 0 0 0 403,13 113,30 3,56 497,76 115,10 4,32grossu lar 3 2 0 3 0 0 0 450,45 125,30 3,60 - - -h orn blen de 7 2 4 2 0 0 0 789,63 270,00 2,92 884,26 279,00 3,17i lmén ite 0 0 1 0 0 0 1 151,75 31,70 4,79 - - -jad éi te 2 1 0 0 1 0 0 202,14 60,40 3,35 - - -K-feldspath 3 1 0 0 0 1 0 278,33 109,00 2,55 - - -d is thène 1 2 0 0 0 0 0 162,05 44,09 3,68 - - -l awsoni te 2 2 0 1 0 0 0 314,34 101,32 3,10 - - -mu scovi te 3 3 0 0 0 1 0 398,30 140,87 2,83 - - -p aragon ite 3 3 0 0 1 0 0 382,19 132,16 2,89 - - -p hengi te 3,5 2 0,5 0 0 1 0 398,31 140,71 2,83 - - -q uartz 1 0 0 0 0 0 0 60,09 22,69 2,65 - - -ru ti le 0 0 0 0 0 0 1 79,90 18,82 4,25 - - -s ill iman ite 1 2 0 0 0 0 0 162,05 49,83 3,25 - - -trémoli te 8 0 5 2 0 0 0 812,37 272,68 2,98 - - -zoi si te 3 3 0 2 0 0 0 454,36 135,88 3,34 - - -

tableaau II-A-1 : Composition etdensité des 27 minéraux utilisés.

114


série ferro-magnésienne dont le rapport (Mg/(Mg+Fe)) est fonction de celui de la roche

totale considérée. Afin de simplifier les calculs, l’espace des compositions minéralogiques

est réduit aux sept éléments majeurs présents dans les vingt sept phases (Si, Al, Mg* - somme

de Fe et Mg -, Ca, Na, K, Ti, l’oxygène étant déduit par stoechiométrie). La composition de

chaque roche peut être définie comme une combinaison de ces sept éléments. Pour connaî-

tre la composition modale de la roche, à des conditions P-T fixées, nous résolvons alors le

système pour sept minéraux, stables dans ces conditions.

a) Grille pétrogénétique

Nous avons choisi des conditions de pression et de température correspondant au do-

maine d’évolution des roches métamorphiques, c’est-à-dire variant de 1 à 50 kbar et de 250

à 1100°C (Frey, 1987 ; Schreyer, 1988 ; Sobolev & Shatsky, 1990 ; Pearson et al., 1991 ; Xu et

al., 1992). L’espace pression - température a été divisé en plusieurs faciès métamorphiques

(figure II-A-1), chacun étant caractérisé par une association minérale possible en fonction

de la composition de la roche. Les limites entre les faciès sont extraites des données de

Essene (1989), Evans (1990), Yardley (1989) et complétées par des courbes d’équilibre cal-

culées à partir de la base de données de Berman (1988).

b) Hypothèses

Plusieurs hypothèses ont été implicitement faites :

- Le système est clos pour les huit éléments considérés et ouvert pour d’autres comme H2O et

CO2 (les carbonates et les minéraux hydratés étant pris en compte, cf. tableau II-A-1).

- L’équilibre thermodynamique est réalisé pour chaque faciès ou subfaciès indépendam-

ment de l’histoire P-T-t, de la cinétique ou d’autres considérations pétrologiques.

Comme les réactions de déshydratation sont favorisées par une augmentation des conditions de

température, les réactions le long du chemin prograde peuvent être considérées à l’équilibre. En

revanche, l’équilibre le long du chemin rétrograde dépend fortement de la présence de fluides

(Rubie, 1990). Par conséquence les assemblages de haut grade, c’est à dire ceux qui ont atteint

des conditions de pression ou de température élevées, seront probablement bien conservés lors

du chemin rétrograde dans des conditions P-T plus faibles. Ainsi les densités que nous calculons

reflètent bien l’évolution prograde. Celles calculées pour l’évolution rétrograde sont sûrement

sous-estimées du fait que nous supposons une rééquilibration complète des assemblages miné-

ralogiques. Les tableaux présentés en annexe donnent les associations minérales considérées

pour chaque faciès ou sous-faciès métamorphique.

Le choix des compositions chimiques est critique pour le calcul de la densité des roches

(voir la discussion de Rudnick & Fountain, 1995). Les compositions choisies pour la croûte

sont celles proposées par McLennan (1992) : la croûte supérieure a une composition de

type granodiorite (66 % de silice) ; la composition de la croûte inférieure est mafique, pro-

115


croûte supérieure croûte inférieure manteauα (K-1) 2,4.10-5 2,4.10-5 2,4.10-5

β (Pa-1) 2.10-11 1.10-11 8.10-12

tableau II-A-2 : Valeurs d’expansion thermique et de compressibilitéutilisées (Turcotte & Schubert, 1982).

che de celle des grabbros (54,4 % de silice) ; la croûte intermédiaire, riche en éléments

feldspathiques, est andésitique andésite (58 % de silice). La composition chimique des sédi-

ments est beaucoup plus variable. En nous reportant toujours aux données de McLennan

(1992), nous avons choisi une composition de shale moyenne avec 58 % de silice.

Les valeurs de densité, que nous présentons sur la figure II-A-2, ont été calculées pour une

pression P0 égale à 1 bar et pour une température T0 égale à 25°C. Dans les calculs, ces valeurs

sont corrigées parρcalc = ρtable [1 - αt (T - To) + β (P - Po)] (équation II-A-4)

où αt représente l’expansion thermique et β la compressibilité (tableau II-A-2).

c) Résultats

La figure II-A-2 montre une augmentation importante de la densité lorsque l’on passe

d’une composition granodioritique à une composition grabbroique, en passant par une com-

position andésitique. Les densités pour la croûte supérieure varient de 2,76 à 3,10 t/m3, de

2,91 à 3,46 t/m3 pour une croûte intermédiaire et de 2,94 à 3,63 t/m3 pour la croûte inférieure.

Ces valeurs sont en bon accord avec les densités mesurées sur des échantillons naturels (ou

synthétisés expérimentalement), ayant des compositions équivalentes. Austrheim (1987) a

mesuré les densités des 13 échantillons de granulite et 21 d’éclogite provenant d’une croûte

granulitique partiellement éclogitisée des Bergen Arcs ; ces densités varient de 2,79 à 3,21 t/

m3 pour des roches feldspathiques granulitisées (contre 2,75-3,27 t/m3 pour nos calculs), de

3,06 à 3,33 t/m3 pour les mêmes roches éclogitisées (contre 3,08-3,37 t/m3) et de 3,50 à 3,60 t/

m3 pour des éclogites de roches mafiques (contre 3,56-3,63 t/m3). Nos résultats peuvent être

aussi comparés avec les données expérimentales entre 1000 et 1100°C de Green & Ringwood

(1967) et de Ito & Kennedy (1971) sur des basaltes alcalins et alumineux (ces compositions

sont sensiblement plus mafiques que celles que nous avons considérées pour la croûte infé-

rieure) : les densités varient dans le champ des granulites à pyroxène (0-10 kbar) de 2,90 à

3,05 t/m3 (contre 2,96 t/m3), de 3,10 à 3,40 t/m3 (contre 3,27-3,43 t/m3) dans le champ des

granulites à grenat (10-20 kbar) et de 3,40 à 3,60 (contre 3,56-3,63 t/m3) dans le champ des

éclogites (20-45 kbar).

116


(64)

(33)

(94)

0

1

2

3

200 600 1000

coesite

quartz

A

3,103,463,63

3,083,373,56

3,083,373,56

3,063,313,53

3,083,123,27

2,883,093,33

2,873,043,273,04

3,123,09

2,752,842,96

2,843,013,00

2,882,98-3,063,00-3,06

3,053,133,16

2,832,902,99

2,762,912,94

2,842,933,01

2,993,283,43

5 GPa(155 km)

Pres

sion

(GPa

)ECG

EBS

LBS

A

GGA

GG

ECC

EC

ECL

GS

GGA-GGAK

AEA


)

Température (°C)

G2PX


sans eau

3,04 supérieure3,12 andesitique3,09 gabbroique

Densité (t.m-3 ) :croûte

3,01

3,02

3,03

2,782,88

3,18

3,20

3,22

3,01 sédiment

figure II-A-2 : Densités calculées pour trois compositions de croûte et pour une composition desédiment. La densité de la croûte, andésitique et gabbroïque atteint les valeurs de celle dumanteau dans les faciès éclogitiques.

117


Il apparaît que la densité dépend fortement de la teneur en grenat, qui est le silicate le

plus dense que nous ayons considéré. Dans la méthode que nous avons utilisée, cette teneur

en grenat est sous-estimée parce que nous avons supposé que le grossulaire (grenat) était

présent seulement dans les granulites de haute pression et dans les éclogites. De plus, s’af-

franchir du partage entre Fe et Mg revient à minimiser la teneur en almandin et donc la

densité même du grenat. Même vu les bonnes concordances entre les résultats obtenus dans

nos calculs et les densités mesurées, nous pouvons penser que ces sous-estimations sont des

facteurs de deuxième ordre.

2- Contenu en eau des faciès métamorphiques

Dans les processus métamorphiques comme dans les processus de genèse de magmas ou

de séismes, l’eau a un rôle important qui n’est pas toujours aisé à quantifier. Si on sait qu’une

partie de l’eau est libérée dans le milieu au cours de l’évolution P-T des roches (voir par

exemple Bucher & Frey, 1994), on ignore quelles sont exactement les conditions de pression

et de température les plus favorables à sa libération. Par exemple Peacock (1993) a montré

que lors d’une subduction de croûte océanique, la libération principale de l’eau se faisait

lors de la transition entre les faciès schistes bleus et éclogite. Ainsi, à partir du contenu

molaire en eau de chaque minéral et des associations minéralogiques définies pour chaque

faciès, nous avons calculés pour les trois compositions chimiques (granitique, grabbroïque

et andésitique) une teneur moyenne en eau.

Les résultats sont présentés sur la figure II-A-3. Ils sont du même ordre de grandeur

(entre 0 et 5 % en poids), mais systématiquement inférieurs à ceux calculés pour une croûte

océanique par Hacker (1996) pour les faciès et les compositions (NCMASH) définis par

Peacock (1993). Nous n’avons pu comprendre si ces différences étaient dues au mode de

calcul ou simplement à une composition différente. Néanmoins l’évolution générale est la

même : les mêmes changements de phase libérateurs (schiste bleu -> éclogite et schiste vert

-> amphibolite) ou consommateurs (schiste vert -> faciès schiste bleu à lawsonite) d’eau

sont les mêmes.

118


0

1

2

3

Pres

sion

(GPa

)

1,260,560,13

(64)

(33)

(94)

200 600 1000

coesite

quartz

ECG

EBS

LBS

A

GGA

ECC

EC

ECL

GS

GG

GGA-GGAK

AEA


sans eau

1,26 croûte supérieure0,56 andesitique0,13 gabbroique

1,260,560,13

1,310,860,36

1,572,401,53

0,774,363,60

2,194,455,73

2,843,013,00

0,95-0,511,47-0,841,34-1,11

2,843,133,16

0,500,63-0,911,2

2,113,404,66

0,440,651,-1,09


)

Température (°C)

H2O % :

zone anhydre

G2PX

5 GPa(155 km)

croûteinférieure

figure II-A-3 : Contenu en eau des différents faciès métamorphiques calculépour les trois compositions de croûte considérées.

119


III- PRESSION LITHOSTATIQUE ET ISOSTASIE

La pression lithostatique est calculée par intégration à partir de la surface de la densité

sur une colonne de noeuds. Comme la densité dépend de la pression, des itérations entre la

lecture dans la table des densités et le calcul des pressions sont faites jusqu’à ce que l’ensem-

ble converge.

Généralement, on admet que les chaînes de montagnes sont proches de l’équilibre isos-

tatique (voir par exemple Kissling, 1980 pour les Alpes). Les changements de densité avec

les conditions P-T impliquent des modifications de la topographie. L’élévation est calculée

localement en supposant une compensation isotasique dans l’asthénosphère, selon l’égalité

( )h h H x

P x H xlith

a

= + −−

0 ( ), ( )

ρ .

H(x) est la hauteur de la colonne sur laquelle est appliquée la compensation et h0 est la

hauteur initiale de la colonne. La densité de l’asthénosphère ρa vaut 3,35 t/m3 (densité du

manteau à 1300°C et 100 km de profondeur).

IV. PARAMÈTRES

1- Conductivité

Le choix d’une conductivité moyenne constante pour chaque couche (croûte supérieure,

inférieure, manteau) n’est pas chose aisée. De nombreuses valeurs et lois (toutes empiri-

ques) ayant des valeurs fort différentes existent (tableau II-A-3, voir la discussion de Lee &

Deming, 1998). Ceci provient du fait que la valeur de la conductivité est due à deux contri-

butions évoluant de manière opposée : la conductivité du réseau cristallin (lattice

conductivity) est proportionnelle à 1/T, tandis que la conductivité de radiation (radiative

conductivity) est proportionnelle au cube de la température (Schatz & Simmons, 1972).

conductivité à 20°C (W/m/K)roche minimum maximumcalcaire 1,63 3,33dolomie 2,28 4,71grès 1,42 5,36granite 2,17 3,67diorite 2,05 3,48gabbro 1.92 3,21dunite 3,61 8,16amphibolite 2,23 2,82marbre 2,85 2,91quartzite 1,89 6,04gneiss 2,13 3,66

tableau II-A-3 : Valeur de conductivité pour différentes roches(Lee & Deming, 1998).

120


Les conductivités ayant une valeur inférieure à 2,0 à 20°C ont tendance à augmenter avec

la température, tandis que celles qui ont une valeur supérieure à 2,0 diminuent (Lee &

Deming, 1998).

Les valeurs retenues sont 2,5 W.m-1.K-1 pour la croûte, supérieure et inférieure (Chapman,

1986, Jamieson et al., 1998 ; Huerta et al., 1998), 3,0 W.m-1.K-1 pour le manteau 3,0 (Schatz &

Simmons, 1972) et 3,0 W.m-1.K-1 pour les roches sédimentaires (Turcotte & Schubert, 1982).

Dans l’ensemble de ces roches nous avons supposé que la diffusivité était constante qu’elle

valait 10-6 m2.s-1.

2- Sources internes de chaleurs

a) Radioactivité

De nombreux modèles numériques (entre autres Chamberlain & Sonder, 1990 ; Royden,

1993 ; Ruppel & Hodges, 1994 ; Cermák & Bodri, 1996) ont montré que la production de

chaleur radioactive avait une influence primordiale sur les conditions de températures cal-

culées. Cependant Batt & Braun (1997) ont montré que la prise en compte de lois sophisti-

quées de répartition des éléments radioactifs dans la croûte n’apportait pas grand chose de

plus qu’une distribution constante. C’est pourquoi nous avons choisi de prendre une distri-

bution des éléments radioactifs constante.

La production de chaleur radioactive de la croûte est en moyenne de 2 µW/m3 (Sclater et

al., 1980) et le flux de chaleur moyen varie de 65 à 75 mW/m3 (Artyushkov & Baer, 1983 ; de

Voogd et al., 1988). Les valeurs de la production de chaleur radioactive dans la croûte supé-

rieure varient relativement peu : de 1,9 à 2,3 µW/m3 (Fountain, 1989). Par contre pour la

croûte inférieure, l’échelle de valeurs est beaucoup plus grande : certains font varier la pro-

duction de chaleur radioactive de 0,2 à 1 µW/m3 (Rudnick & Fountain, 1995) tandis que

d’autres la considèrent constante mais avec des valeurs différentes (0,4 µW/m3 Pinet et al.,

1991 ; Pinet, 1992 ; Hyndman et al., 1993 ou 0,25 µW/m3 Taylor & McLennan, 1985). En

définitive, nous avons adopté pour la croûte inférieure une valeur moyenne de 0,5 µW/m3.

La production radioactive des sédiments est très variable selon l’origine des sédiments et

dépend essentiellement de la teneur en potassium de la roche. Les sédiments pélitiques

contiennent de 1,2 à 2,5 % en poids de potassium (Henry et al., 1996) contre environ 5 %

pour un granite (Mueller & Saxena, 1977). En première approximation, nous pouvons dire

que les sédiments sont de 2 à 4 fois moins radioactifs. Ainsi nous avons choisi deux valeurs

extrêmes de radioactivité pour les sédiments : 1 µW/m3 pour des sédiments les plus riches en

potassium (2,5 %)et 0,5 µW/m3 pour des sédiments riches en carbonates avec 1,2 % de po-

tassium.

121


b) Cisaillement (shear heating)

Une autre source de chaleur potentiellement importante est celle produite par cisaillement

(voir par exemple Peacock, 1992 ; England et al., 1992). En domaine cassant dans les zones de

failles, la contrainte cisaillante augmente avec la profondeur jusqu’à une valeur maximale de 100

MPa (Molnar & England, 1990 ; Cattin, 1997 ; Cattin et al., 1997). En domaine ductile, le taux de

cisaillement diminue fortement. Par conséquent la production de chaleur par cisaillement aura

une importance locale près des zones de faille (foreland, remontée le long du butoir), mais pas

beaucoup d’incidence sur l’ensemble de la chaîne. Le calcul de cette production de chaleur est le

seul aspect mécanique de nos modèles. Nous avons ignoré la déformation interne dans les pris-

mes comme source de chaleur. La production de chaleur par cisaillement est donc localisée

uniquement au niveau des différents décollements et est limitée à une zone de 2 km d’épaisseur

(valeur limite d’après Schenk, 1990 et Peacock, 1992).

Le taux de déformation au niveau de la zone de cisaillement est supposé constant et est

calculé en fonction de la différence de vitesse de part et d’autre de la faille. Pour une diffé-

rence de vitesse ∆V et une épaisseur he , la chaleur produite par cisaillement, Qs vaut

QV

hse

= ⋅−∆ σ σ1 3

2 (équation II-A-5)

D’après cette formulation, ∆V étant liée à la vitesse de convergence, nous pouvons déjà

remarquer que lorsque celle-ci est faible (inférieure à 5 cm/an), la chaleur produite par

cisaillement sera négligeable.

Le déviateur de contrainte (σ1-σ3) est choisi comme étant le minimum entre les valeurs

calculées dans le cas cassant, en utilisant la loi de Byerlee,

(σ1-σ3) = 2γ . Plithostatique

et le cas ductile, où une loi de fluage est utilisée

( )σ σε

1 3− =−

n

qRTAe

avec g = 1,34, A = 6,12.10-2 MPa-n/s, n = 3 et Q = 267 kJ/mol. Ces valeurs correspondent aux

paramètres d’une diabase de Maryland (Caristan, 1981), représentative de la croûte inférieure

(Le Pichon & Chamot-Rooke, 1991). Une valeur maximale de 100 MPa est par ailleurs imposé

pour cette contrainte cisaillante tmax est fixée à une valeur 100 MPa (Turcotte & Schubert, 1973 ;

Molnar & England, 1990 ; Dimitru, 1991 ; Peacock, 1992 ; Cattin et al., 1997).

122


3- Erosion

Si l’on suppose que nous sommes en régime permanent (voir plus loin), le flux total de

matériel érodé est calculé de manière à équilibrer le flux de matière entrant dans la partie

étant érodée. Nous avons envisagé plusieurs types d’érosion possibles (figure II-A-4) :

- une érosion constante sur l’ensemble de la chaîne

- une érosion qui augmente linéairement avec la distance au front de déformation

- une érosion croissante linéairement dans une première partie, puis constante dans la

partie interne de la chaîne :

Ce dernier modèle semble plus approprié pour décrire l’érosion d’une chaîne de monta-

gne, mais nous discuterons plus en détail par la suite du rôle de chaque type.

figure II-A-4 : Différentstypes d’érosion.

a) constantb) linéairement croissantc) croissant puis constant.

Taux d'érosion

distance aufront de

déformation

Ve = (V

0*H

0) / X

chaîne

Xchaîne


Taux d'érosion

distance aufront de

déformationV e

= 2*(V 0*H 0

)*X / (X chaîne)2

Xchaîne


Taux d'érosion

distance aufront de

déformationV e = 2*(V 0

*H 0) / [(X chaîne

- X max / 2)*X max

]

Ve = (V

0*H

0) / (X

chaîne - X

max / 2)

Xchaîne


Xmax

X

X

X

Ve

Ve

Ve

Répartition de l'érosionsuivant la forme choisie

Cas 1 : érosion constante

Cas 2 : érosion linéaire

Cas 3 : érosion variable

123


4- Conditions aux limites

Dans l’ensemble des modèles que nous avons construits, les conditions aux limites sont

les mêmes :

- la température du sommet vaut 0°C.

- sur les bords latéraux du modèle, le flux de chaleur est nul.

- un coin asthénosphérique est placé au dessus de la plaque plongeante, lorsque celle-ci

est plus profonde que 100 km.

- la température à la base du modèle est un point critique. Elle a été choisie de manière à

ce que le flux thermique en surface ait une valeur raisonnable. Pour une croûte continentale

ce flux varie entre 92 mW/m3 sous le Basin and Range et 39 mw/m3 sous les vieux cratons

australien et ukrainien (Sclater et al., 1980). Nous avons choisi une valeur moyenne de 65

mW/m3. Dans ce cas, la température à la base du manteau supérieur (100 km) a été fixée à

1300°C. Pour une lithosphère océanique, le flux à la surface varie en fonction de l’âge. Pour

une croûte âgée de 80 Ma, le flux est de 50 mW/m3 et de 100 mW/m3 pour une croûte de 20

Ma. Nous avons choisi une valeur moyenne de 80 mW/m3, ce qui ce traduit par une tempé-

rature de 1400°C à 100 km dans le manteau. Ces valeurs de températures à 100 km de

profondeur et les valeurs de conductivités choisies nous donnent à la base continentale une

valeur de 585°C sous la croûte continentale et 365 °C sous la crouête océanique. A 20 degrés

près, ces valeurs osnt identiques aux données de Peacock (1992) pour la croûte océanique et

de Jamieson et al. (1998) et de Huerta et. al (1998) pour la croûte océanique.

Enfin les modèles sont suffisamment étendus horizontalement pour que les deux bords

latéraux soient considérés comme étant en équilibre.

5- Régime permanent ou régime transitoire ?

Comme nous avons choisi pour l’ensemble des modèles présentés ci-dessous, une géo-

métrie fixe dans laquelle la déformation et la cinématique sont imposées, nous nous som-

mes placés pour les calculs en régime permanent. En effet Royden (1993) a montré que sans

érosion un prisme de 30 km d’épaisseur atteint l’équilibre thermique en 11 Ma. Si l’épais-

seur est de 60 km, l’équilibre est atteint au bout de 27 Ma. Excepté la chaîne himalayenne,

l’ensemble des chaînes de montagnes ont un Moho situé entre 30 et 60 km de profondeur.

Compte tenu des temps relativement courts pour qu’une chaîne de cette épaisseur atteigne

le régime permanent (entre 11 et 27 Ma), il apparaît raisonnable en première approxima-

tion de considérer que la plupart des chaînes alpines ont atteint le régime permanent du

point de vue thermique.

124

Modélisation numérique Prismes continentaux

B. Prisme continental

Les profils sismiques à travers les chaînes de montagne (voir par exemple pour les Alpes :

Roure et al., 1990 ; Pfiffner et al., 1997 ; pour l’Alaska : Fuis, 1998 ; Wissinger et al., 1997), les

modèles analogiques (Malavielle, 1984 ; Davis et al., 1983) ou numériques (Dalhen et al.,

1984 ; Willet et al., 1993 ; Beaumont et al., 1994), montrent que l’on peut considérer à grande

échelle la collision comme un prisme d’accrétion continental. Cependant le mode de forma-

tion d’un tel prisme est discuté : la croûte inférieure participe-t-elle dans le prisme ou passe-

t-elle en subduction sous le prisme ? Les modèles thermomécaniques (Batt et Braun, 1997 ;

Allemant & Lardeaux, 1997 ; Jamieson et al., 1998) semblent valider la première hypothèse,

alors que les données géologiques, sismiques tendent à montrer le contraire.

Nous allons dans ce chapitre tester l’influence des ces deux situations sur la structure et

les conditions métamorphiques des chaînes de montagnes. Nous appliquerons dans un

deuxième temps ces modélisations au cas du domaine Lépontin des Alpes qui peut être

considéré comme un des plus beaux exemples de prisme continental (Epart & Escher, 1996 ;

Escher & Beaumont, 1997).

Les modèles que nous présentons sont à géométrie fixe, où déformation et cinématique sont

imposées et en régime permanent. Nous discuterons par la suite des cas dans lesquels cette

hypothèse peut s’appliquer. La croûte a été divisée en deux couches de compositions chimiques

différentes. Nous avons choisi pour la croûte inférieure une composition de type andésitique

plutôt que gabbroique (voir la discussion dans Henry et al., 1997 ; Le Pichon et al., 1997).

I. MODÈLES THÉORIQUES

1) Modèle «croûte inférieure»

a) Géométrie

Dans ce modèle, nous avons une géométrie très simple : un prisme de 225 km de large,

avec une épaisseur maximale de 50 km (figure II-B-1). C’est une géométrie moyenne que

l’on trouve dans une chaîne de montagne comme les Alpes. L’épaississement dans le prisme

est homogène et se fait par cisaillement pur vertical. En avant du front de déformation et

dans le butoir, la croûte est «normale» : l’épaisseur totale est de 32 km (16 km de croûte

supérieure, 16 km de croûte inférieure),. L’ensemble de la croûte entre dans le prisme tandis

que le manteau passe en subduction (figure II-B-2).

b) Influence de l’érosion

La croûte est considérée comme un tout homogène et la limite croûte inférieure - croûte

supérieure est alors calculée en fonction du type d’érosion. Avec une érosion constante sur l’en-

semble de la chaîne (type 1), le matériel entrant est érodé rapidement dans la partie frontale et

lentement dans la partie interne. En revanche dans les autres cas (figure III-B-3), l’érosion est

125


figure II-B-2 : Champ de vitesse du modèle «croûte inférieure»

zone de cisaillement

zone d'épaississement

Manteau

Manteau

croûte supérieure croûte supérieure

croûte inférieurecroûte inférieure

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 300

bloc fixe

bloc en mouvement

DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)

PRO

FON

DEU

R (k

m)

Géométrie du modèle"croûte inférieure"(érosion variable)


forme de l'érosion

point fixedu Moho (50 km)

figure II-B-1 : Géométrie du modèle «croûte inférieure»

FIXE

vecteur vitesse

Champ de vitessesmodèle "croûte inférieure"

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 300DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)

PRO

FON

DEU

R (k

m)

126


-50

0

type 2 : érosion linéaire

-50

0

type 1 : érosion constante

type 3 : érosion variable

b

a

c-50

0

comparaison des champsde vitesses selon le type d'érosion

(modèle "croûte inférieure")taux d'érosion

(V0=10 mm/an)

Ve = 1,42 mm/an

Ve = 2,84 mm/an

Ve = 2,20 mm/an

progressive dans la partie frontale et forte dans la partie interne. Mais dans le cas 2, le taux

d’érosion dans la partie interne de la chaîne atteint des valeurs élevées : 2, 84 mm/an contre 1,42

mm/an pour le cas 1 et 2,20 mm/an pour le cas 3 (valeurs pour une vitesse de convergence de 10

mm/an).

De cette variation de la structure du prisme va dépendre l’état thermique de la chaîne

(figure II-B-4). Lorsque l’érosion est forte dans la zone interne de la chaîne (type 2 et 3), la

remontée du matériel est alors plus rapide (figure III-B-3) et la structure thermique plus

froide (figure II-B-4). Plus le temps de résidence dans le prisme est long (type 1), plus l’effet

de la production de chaleur radioactive sera dominant. Ce contraste entre le type 1 et les

types 2-3 est d’autant plus fort que la vitesse de convergence est élevée (figure II-B-4).

Cette évolution se traduit par une différence de relief de la chaîne (figure II-B-5). Dans

le cas 1, la topographie de la chaîne est élevée et sensible aux variations de la vitesse de

convergence.

figure II-B-3 : Champ devitesse dans le prismeselon le type d’érosion.Le trait épais repré-sente la limite croûtesupérieure - croûte in-férieure. a) la croûtesupérieure ne s’épaissitpas et est erodée rapi-dement. b) et c) Faibleépaissisement de lacroûte supérieure.

127


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 300 km

Altitude (m)yp

10 mm/an

50 mm/an

10 mm/an

50 mm/an

10 mm/an

50 mm/an

érosion linéaire(type 2)

érosion constante(type 1)

érosion variable(type 3)

-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 250 300 -50 0 50 100 150 200 250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

50 mm/an

50 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

10 mm/an

10 mm/an

10 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

érosion constante (type 1) érosion constante (type 1)

érosion linéaire (type 2)

érosion variable (type 3)



Isothermes calculéspour un modèle "croûte inférieure"

selon le type d'érosion

figure II-B-4 : Comparaison des profils de température pour deux vitesses deconvergence (10 et 50 mm/an) selon le type d’érosion.

figure II-B-5 : Comparaison des profils topographiques obtenus pour les diffé-rents types d’érosion et pour deux vitesses de convergence (10 et 50 mm/an)

128


c) Résultats

Pour l’ensemble des résultats que nous présentons, nous avons choisi une érosion varia-

ble (type 3) dont les résultats sont intermédiaires entre les deux autres.

TEMPÉRATURE

La figure II-B-6 présente les isothermes calculés pour plusieurs vitesses de convergence

variant de 5 mm/an à 50 mm/an. Outre le refroidissement de la lithosphère par le panneau

plongeant, nous observons la formation d’un dôme thermique au niveau du prisme. Ce dôme

est d’autant plus chaud que la vitesse de convergence est grande, atteignant 500°C avec une

vitesse supérieure ou égale à 30 mm/an. La température n’excède cependant pas cette va-

leur, l’isotherme 600°C (proche de la température du Moho de la croûte entrante) semblant

être bloqué à la base du prisme. La production de chaleur radioactive de la croûte inférieure

étant faible (0,5 µW/m3) et la croûte supérieure érodée au front de la chaîne, la structure du

dôme thermique pourrait être contrôlée par l’advection.

DENSITÉ ET TOPOGRAPHIE

La densité varie très peu selon ce modèle (figure II-B-7). Bien que la température au

coeur du dôme varie de 200 à 500°C, la densité de la croûte reste constante : dans la partie

sommitale elle varie de 2,9 t/m3 dans les modèles les plus froids (5 mm/an) à 2,8 t/m3 lors-

que la température est plus élevée (30-50 mm/an). En revanche à la base du prisme la den-

sité reste inchangée (3,1 t/m3) quelque soit la vitesse de convergence. La croûte n’atteint

jamais des valeurs de densité comparables à celle du manteau et, par conséquence, le Moho

peut être suivi en continuité de part et d’autre de la chaîne.

Avec d’aussi faibles variations des densités, la topographie résultante est peu affectée par

la variation des vitesses de convergence (figure II-B-8). Le profil topographique obtenu est

assez curieux, avec une forme en dos de chameau : deux sommets séparés (2000 m pour l’un,

1000 pour l’autre) par un bassin (au niveau de la mer) au niveau de la zone interne à l’aplomb

de l’épaississement maximal (à 150 km du front de déformation). Ce bassin est la résultante

de densité plus fortes à la base du prisme. La profondeur du bassin «arrière - chaîne» est de

plus très importante, dépassant les 2000 m. Ce type de relief est peu réaliste pour une chaîne

de montagnes.

129


-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 250 300 -50 0 50 100 150 200 250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

Isothermes calculéspour un modèle "croûte inférieure"

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

figure II-B-6: Isothermes calculés dans le modèle «croûte inférieure» pour différentes vitessesde convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

130


280029003000310032003300 2700

(kg/m3)

-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 200

200

200

250 300 -50 0 50 100 150 250 300

-50 0 50 100 150 250 300

-50 0 50 100 150 250 300

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

Densités calculéespour un modèle "croûte inférieure"

figure II-B-7 : Isodensités calculées dans le modèle «croute inférieure» pour différentes vites-ses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

131


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 300 km

Altitude (m)

Topographie calculéepour un modèle "croûte inférieure"

5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

figure II-B-8 : Profils topographiques calculés dans le modèle «croute inférieure» pour diffé-rentes vitesses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

CHEMINS P-T

Nous avons calculé les chemins pression - température pour des particules de la croûte infé-

rieure et de la croûte supérieure (figure II-B-9). Pour les éléments de la croûte inférieure, les

profondeurs initiales sont 17, 25 et 30 km et pour ceux de la croûte supérieure 9 et 15 km.

Pour les deux groupes de points, le chemin est du même type, en forme de boucle avec un

premier épisode d’enfouissement suivi d’une exhumation due à l’érosion et à la remontée le

long du butoir. Bien que les conditions P-T maximales soient constantes - environ 14 kbar,

550°C pour la croûte inférieure et 4 kbar, 350°C pour la croûte supérieure - la forme des

chemins varie sensiblement en fonction de la vitesse de convergence (figure II-B-9). Lors-

que la vitesse est faible (5 ou 10 mm/an), la décompression est contemporaine du refroidis-

sement. Avec des vitesses plus élevées, la décompression devient isotherme. Cette évolution

de la forme des chemins P-T est valable aussi bien pour la croûte inférieure que pour la

croûte supérieure.

Dans ce modèle, les conditions métamorphiques atteintes par la croûte inférieure sont du

type amphibolitique, à la limite des éclogitiques, et celles de la croûte supérieure sont tou-

jours du type schiste vert (figure II-B-9).

132


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "croûte inférieure"

croûte inférieure croûte supérieure

Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)

Température (°C) Température (°C)



5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-B-9 : Chemins P-T calculés pour le modèle «croute inférieure» et pour différentesvitesses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

133


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "croûte inférieure"


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

figure II-B-9 : suite

134



zone d'épaississementmaximum

point fixedu Moho (50 km)

Manteau

Manteau

croûte supérieure croûte supérieure

croûte inférieurecroûte inférieure

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 300

bloc fixe

bloc en mouvement


PRO

FON

DEU

R (k

m)

Géométrie du modèle"croûte supérieure"(érosion variable)


-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 300DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)

PRO

FON

DEU

R (k

m)

FIXE

vecteur vitesse(10 mm/an)

Champ de vitessesmodèle "croûte supérieure"

figure II-B-11 :Champ devitesse dum o d è l e«croûte su-périeure»

figure II-B-10 :Géométrie dum o d è l e«croûte supé-rieure»

2- Modèle «croûte supérieure»

a) Géométrie

A la différence du premier modèle, le prisme orogénique est constitué uniquement par

l’épaississement de la croûte supérieure (figure II-B-10) tandis que la croûte inférieure garde

une épaisseur constante. L’érosion affecte seulement la croûte supérieure, tandis que la croûte

inférieure passe en subduction (figure II-B-11). Le découplage est localisé dans la croûte

intermédiaire. Nous avons gardé la même profondeur du Moho sous le prisme (50 km) et la

même largeur de prisme (225 km) que dans le modèle précédent. Les conditions aux bords

du modèle (épaisseur de la croûte, température au Moho) sont les mêmes que dans le mo-

dèle «croûte inférieure».

135


comparaison des champsde vitesses selon le type d'érosion

(modèle "croûte supérieure")

-50

0

type 3 : érosion variable

b

a

c

taux d'érosion(V0=10 mm/an)

Ve = 0,71 mm/an

Ve = 1,42 mm/an

Ve = 1,10 mm/an

-50

0

type 2 : érosion linéaire

-50

0

type 1 : érosion constante

b) Influence du type d’érosion

L’épaisseur de croûte entrant dans le prisme étant moindre de moitié que dans le modèle

précédent (crôute inférieure), les taux d’érosion sont deux fois moins forts (figure II-B-12).

Qu’il s’agisse des champs de vitesse ou des isothermes, nous observons les mêmes évolu-

tions que dans le modèle «croûte inférieure» :

- Le matériel est érodé préférentiellement dans la partie frontale dans le premier cas, et

accumulée dans le prisme si l’érosion est linéaire (figure II-B-12).

- Le dôme thermique est plus important avec une érosion constante, quelque soit la vi-

tesse de convergence (figure II-B-13). Dans ce cas l’évolution des isothermes avec la dis-

tance au front de déformation est progressive. Contrairement au modèle linéaire où l’aug-

mentation de température est localisée le long du butoir (ce phénomène est clairement

visible pour une vitesse de 50 mm/an), la structure thermique reflète moins la structure du

prisme.

En revanche, le mode d’érosion a une influence plus grande sur les profils topographi-

ques (figure II-B-14). Le relief est inexistant avec une érosion linéaire (500 m au maximum)

et important dans les autres cas (2600 m).

figure II-B-12 : Champde vitesse dans lacroûte supérieure se-lon l’érosion. a) lacroûte supérieure esterodée rapidement.b) et c) les trajectoiresvarient peu entre cesdeux modèles.

136


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 300 km

Altitude (m)

Topographie calculéepour un modèle "croûte supérieure"


10 mm/an

50 mm/an

10 mm/an

50 mm/an

10 mm/an

50 mm/an

érosion linéaire(type 2)

érosion constante(type 1)

érosion variable(type 3)

c) Résultats

Comme pour le modèle précédent, les résultats présentés ci-dessous ont été obtenus avec

une érosion variable (type 3).

TEMPÉRATURE

Le passage en subduction de la croûte inférieure crée une perturbation thermique im-

portante dans la lithosphère. La remontée de la croûte supérieure le long du butoir provo-

que la formation d’un dôme thermique d’autant plus important que la vitesse de conver-

gence est grande (figure II-B-15). Avec une vitesse de 50 mm/an, la température au coeur du

dôme atteint près de 600°C. L’augmentation de température dans le dôme est à la fois liée à

l’advection et à la production de chaleur radioactivité de la croûte.

DENSITÉ ET TOPOGRAPHIE

La figure II-B-16 présente les densités calculées pour différentes vitesses de convergence.

Alors que la densité dans le prisme est constante (2,7-2,8 t/m3), la densité du panneau plon-

geant varie avec la distance au front de déformation et avec les vitesses de convergence.

De 2,9 t/m3 sous le front de déformation, la densité de la croûte augmente jusqu’à 3,3 t/m3

au cours de la subduction. Avec de telles valeurs, la densité de la croûte est équivalente à

celle du manteau. Le Moho devient discontinu dans la partie interne de la chaîne. Ce phéno-

mène d’éclogitisation de la croûte apparaît plus précocement lorsque les vitesse de conver-

gence sont faibles. La croûte inférieure a une densité supérieure ou égale à partir de 50 km

de profondeur pour une vitesse de 5 mm/an contre 70-80 km de profondeur avec 50 mm/an.

La topographie (figure II-B-17) varie uniformément avec une augmentation de relief

jusque dans la zone interne et ensuite une décroissance progressive et limitée dans le bassin

«arrière - chaîne» (-500 m). En revanche les altitudes maximales atteintes dépendent de la

vitesse de convergence. Avec des vitesses de convergence faibles (5 et 10 mm/an), le maxi-

mum se situe entre 2500 et 2600 m tandis que pour des vitesses plus grandes (à partir de 20

mm/an), l’altitude ne dépasse pas 2000 m.

figure II-B-13 : Comparaison des profils topographiques obtenus pour les diffé-

137


-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 250 300 -50 0 50 100 150 200 250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

50 mm/an

50 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

10 mm/an

10 mm/an

10 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

érosion constante (type 1) érosion constante (type 1)





Isothermes calculéspour un modèle "croûte supérieure"


figure II-B-14 : Comparaison des profils de température pour deux vitessesde convergence (10 et 50 mm/an) selon l’érosion.

138


200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

Isothermes calculéspour un modèle "croûte supérieure"

-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 250 300 -50 0 50 100 150 200 250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

-50 0 50 100 150 200 250 300-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

figure II-B-15 : Isothermes calculés dans le modèle «croûte supérieure» pour différentes vites-ses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

139


-50

0

-100

-150

-200

-50 0 50 100 150 200 200

200

200

250 300 -50 0 50 100 150 250 300

-50 0 50 100 150 250 300

-50 0 50 100 150 250 300

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250

-50

-50

0

0

50 100 150

-100

-150

200

-200

250 300

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

Densités calculéespour un modèle "croûte supérieure"

280029003000310032003300 2700

(kg /m3)

figure II-B-16 : Isodensités calculées dans le modèle «croûte supérieure» pour différentes vi-tesses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

140


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 300 km

Altitude (m)

Topographie calculéepour un modèle "croûte supérieure"

5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

CHEMINS P-T

Les chemins P-T ont été calculés pour des éléments ayant la même profondeur initiale

que le précédent, c’est à dire 17, 25 et 30 km pour le croûte inférieure et 9 et 15 km pour la

croûte supérieure (figure II-B-18). Dans ce modèle, les chemins de la croûte inférieure et

supérieure sont très différents :

- Pour la croûte inférieure, seul le chemin prograde est calculé. Dans le sens horaire, ce

chemin est comparable à ceux calculés pour la subduction de la croûte océanique (Peacock,

1992 ; Hacker & Peacock, 1995). Ce type de chemin est comparable à ceux des domaines de

très haute pression des chaînes alpines (Chopin et al., 1991 ; Reinecke, 1991 ; Wendt et al.,

1994 ; Partzsch, 1996 ; Simon et al., 1997 ; Meyre, 1998). Ce chemin va être d’autant plus

froid que la subduction est rapide. A partir de vitesses supérieures ou égales à 20 mm/an, la

température ne dépasse pas 600°C à moins de 25 kbar tandis que pour les modèles plus

lents, cette température est atteinte à partir de 10 kbar.

- Dans la croûte supérieure, les chemins P-T forment une boucle dans le sens horaire. Les

pressions atteintes par les roches de la croûte supérieure ne dépassent pas 9-10 kbar pour

des températures variant de 450°C à 600°C. Les conditions métamorphiques restent pro-

ches (faciès amphibolitique) quelque soient les vitesses de convergence, mais la forme du

chemin varie fortement. Si les vitesses sont lentes (5 et 10 mm/an), les chemins prograde et

rétrograde sont proches avec des variations P-T simultanées. Par contre lorsque les vitesses

augmentent, les variations de pression et de températures sont diachrones : l’enfouissement

est suivi d’un réchauffement lors de la décompression.

figure II-B-17 : Profils topographiques calculés dans le modèle «croûte supérieure» pour dif-férentes vitesses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

141


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "croûte supérieure"


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-B-18 : Chemins P-T calculés pour le modèle «croûte supérieure» et pour différentesvitesses de convergence (5, 10, 20, 30, 40 et 50 mm/an).

142


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "croûte supérieure"


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

figure II-B-18 : suite

143


3- Discussion

Dans ce paragraphe, nous souhaitons discuter de la faisabilité de ces deux modèles d’évo-

lution de la croûte lors de la collision. L’un (modèle «croûte inférieure») propose que l’en-

semble de la croûte soit accumulée dans un prisme lors de la collision. L’autre («croûte

supérieure») est un modèle où la croûte est séparée en une première partie passant en sub-

duction (croûte inférieure) et en une seconde entrant en collision (croûte supérieure).

Le premier modèle («croûte inférieure») présente un certain nombre d’inconvénients.

- Le relief créé par ce type de chaîne est faible (inférieur à 2000 m, figure II-B-8) et

irrégulier.

- la croûte inférieure enfouie dans le prisme ne dépassent jamais des conditions de tem-

pérature supérieures à 600°C et n’atteint jamais les conditions du faciès granulitique. Le

croûte supérieure dans ce modèle ne dépasse pas 400°C !

Le modèle impliquant la croûte inférieure dans le prisme semble assez irréaliste. Les

conditions métamorphiques observées pour la croûte supérieure dans les collisions ne peu-

vent être réalisées avec un modèle «croûte inférieure».

Le deuxième modèle «croûte supérieure» semble en revanche mieux correspondre aux

données sismiques, géologiques et pétrologiques. Toutefois, il est à remarquer que dans un

tel modèle, les épisodes de haute pression et de haute température ne peuvent être exhumés

lors d’une même phase orogénique. Nous allons voir dans le chapitre suivant de quelle ma-

nière un tel modèle peut être appliqué aux Alpes et si, dans ce cas, l’hypothèse du régime

permanent est valable.

144


Schéma structural des Alpes Centrales

50 kmN

Nappes helvétiques

Massifs cristallins externes

Granites tertiaires

Nappes austroalpinessocle

Métasédiments

Ophiolites Corps ultramafiques

dôme lépontin

Ad

TbSu

MR

Ad : Adula Tb : Tambo Su : Suretta DB : Dent Blanche MR : Monte Rosa

Nappes Penniques :

profile EGT

ligne insubrienne

DB

II. UN EXEMPLE DE PRISME CONTINENTAL : LE DOMAINE LÉPONTIN

Les Alpes Centrales sont probablement une des chaînes de montagnes pour laquelle les

données géophysiques sont les plus nombreuses et les mieux contraintes (incertitudes dis-

cutées par Kissling, 1993). La région est couverte par de nombreux profils sismiques (Pfiffner

et al., 1997) complétés de données gravimétriques (Lyon-Caen & Molnar, 1989 ; Hollinger

& Kissling, 1991) et tomographiques (Spakman, 1990). L’ensemble de ces données nous a

permis de définir une géométrie utilisable par nos modèles. Nous avons choisi une coupe N-

S passant par Zürich et Milan (figure II-B-19), le long du profil EGT. Cette coupe est per-

pendiculaire à la structure de la chaîne et parallèle à la direction de mouvement Europe/

Apulie moyenne.

1- Définition géométrique du modèle

La profondeur du Moho est relativement bien contrainte et varie entre 30 km sous le

bassin molassique et la plaine du Pô et 50-55 km dans la zone interne (figure II-B-20a). La

présence d’un hiatus du Moho dans la partie interne (figure II-B-20b) semble attester une

double origine : au nord une origine européenne et au sud une origine apulienne. Cette

géométrie nous permet de définir avec précision les limites du prisme crustal. Contraire-

ment à certains modèles de subduction supposant un fort pendage de la croûte européenne

(Ampferer, 1906 ; Panza et al., 1980 ; Mueller, 1989), les données de sismique montrent que

le plongement se fait avec un angle de l’ordre de 15° (Bernoulli et al., 1990 ; Blundell et al.,

1992). Ce pendage est compatible aussi bien avec les données gravimétriques (Hollinger &

Kissling, 1991) que flexurales (Lyon-Caen & Molnar, 1989). A partir de données de tomo-

graphie, Spakman (1990) et Kissling (1993) ont montré que le pendage de la subduction de

la lithosphère européenne augmentait à partir de 70 km de profondeur.

figure II-B-19 : Locali-sation du profil EGTpar rapport aux struc-tures de la chaîne al-pine.

145


discontinuitésismique

Moho

Moho

10

50

1000

Pro

fon

deu

r (k

m)

Distance (km)

croûtesupérieure

croûtesupérieure

croûteinférieure

croûteinférieure

N Snappes

Helvetiquesmassif

de l'Aarnappes

PenniniquesAlpes

du SudPlainedu PôIL

50 150

48°N

44°

6°E

12°6°E

48°N

12°

44°

?

30

25

30

2535

45

55

50

40

45

3535

45

45

50

Europe

Promontoireapulien

Rhin

Rhon

e

DanubeInn

Pô

La vitesse des ondes sismiques (figure II-B-21) et les données gravimétriques montrent

clairement une délamination de la croûte européenne. Tandis que la zone supérieure (Vp = 6

km/s) est incorporée dans le prisme, la partie inférieure (Vp = 6,5 km/s) passe en subduc-

tion avec le manteau. Le découplage entre la croûte supérieure et la croûte inférieure se fait

au niveau d’une couche intermédiaire où les vitesses Vp sont de l’ordre de 6,2 km/s. Les

modèles gravimétriques (Hollinger & Kissling, 1991 ; Giese et al., 1992) révèlent la présence

d’un corps de forte densité dans la zone axiale (figure II-B-21b). Ce corps assez égnimatique

est attribué à la prolongation vers le nord de la croûte inférieure d’origine apulienne (But-

ler, 1986 ; Laubscher, 1988 ; Pfiffner, 1990 ; Giese et al., 1992).

figure II-B-20 : Le Moho sous lesAlpes. a) Carte d’isoprofondeur.Sous les Alpes la profondeur estsupérieure à 55 km (d’aprèsKissling, 1993). b) Coupe du pro-fil EGT. La discontinuité duMoho apparaît clairement(d’après Schmid et al., 1987).

146


100 200 3000

IL

150

Prof

onde

ur (

km)

croûte supérieure

croûte inférieure

manteau

Europe

Apulie

sédiments

Plio-Quaternaires

1300°C 1300°C

zone équilibréethermiquement

température fixée

sens du mouvement


frontde déformation

Distance (km)

250

50

N S100 200 3000

plainemolassique

nappesHelvetiques

massifs deAar/Gotthard

nappesPenniniques

Alpesdu Sud

plaine du Pô

L’ensemble de ces données nous a permis de construire le modèle présenté sur la figure II-

B-22. La croûte européenne est composée de deux couches : la partie inférieure passe en

subduction sous l’Apulie tandis que la croûte supérieure s’accumule dans le prisme. L’épais-

sissement crustal au nord sous le bassin molassique reflète la présence d’un bassin flexural

(Sinclair et al., 1991). Au sud, la plaine du Pô forme un bassin de sédiments Plio-Quaternai-

res de faible densité au sommet de la croûte apulienne. Dans la géométrie de notre modèle,

nous avons considéré que la limite sud du domaine européen était constitué non pas par la

ligne insubrienne, mais par la frontière entre les Alpes du Sud et la plaine du Pô. Cette

hypothèse permet de rendre compte de la déformation actuelle au sud de cette région

(Laubscher, 1985 ; Roeder, 1985).

figure II-B-21 : Zones de vi-tesse sismique le long duprofil EGT (d’aprèsBuness, 1992).

figure II-B-22 : Géométrie du modèle «Lépontin» utilisé pour les calculs.

50 100 150 200

20

40

60

GO

SU

TA AD

Plainemolassique

AlpesCentrales

Alpesdu Sud

Plainedu Pô

sédiments

mésozoiques - cénozoiques6,06,2-6,3

6,5

8,2-8,3

sédiments quaternaires

massif du Bergell

N S

Vitesses sismiques

AA

ligneinsubrienne

Pro

fon

deu

r (k

m)

147


2- Description cinématique

La question est de savoir si l’hypothèse d’un prisme crustal en régime permanent est

applicable aux Alpes ou non. Le taux de convergence Europe - Afrique est actuellement de

l’ordre de 8 mm/an (De Mets et al., 1990). Cette valeur a été relativement constante depuis

80 Ma (Patriat et al., 1982 ; Dewey et al., 1989, Schmid et al., 1997). Comme nous l’avons

montré dans la première partie, la construction du prisme a débuté il y a au moins 50 Ma. Le

raccourcissement durant cette période est estimé entre 315 (Schmid et al., 1997) et 280 km

(Ménard et al., 1991). Les taux d’érosion ont brusquement augmenté à partir de 30-32 Ma

(Sinclair et al., 1991 ; Sinclair & Allen, 1992), ce qui suggère que le prisme crustal était alors

définitivement construit. Du point de vue thermique, Royden (1993) a montré que 27 Ma

étaient suffisants pour qu’un prisme de 60 km d’épaisseur atteigne un état permanent. On

peut ainsi considérer l’hypothèse du régime permanent comme raisonnable.

Dans les calculs, l’Apulie formera le bloc fixe. Pour la vitesse de convergence de l’Europe

par rapport à l’Apulie, nous avons envisagé deux possibilités. La première suppose que

l’ensemble du mouvement Europe/Apulie est absorbé dans les Alpes, la vitesse de conver-

gence étant alors fixée à 8 mm/an. La deuxième considère que seule la moitié de ce mouve-

ment est absorbée au niveau des Alpes, la vitesse de convergence valant alors 4 mm/an.

Cette possibilité est envisageable si le mouvement n’est pas exactement N-S.

3- Résultats

a) Température

La figure II-B-23 compare les résultats obtenus pour 4 et 8 mm/an de convergence et

pour les types d’érosion extrêmes (type 1 & 2). Dans tous les cas, la subduction joue un rôle

primordial dans la structure thermique et explique assez bien le plongement vers le sud des

anomalies positives de vitesse sismique vues en tomographie (Spakman, 1990). Tous les

modèles montrent de surcroît un dôme de haute température dans la partie centrale des

Alpes. Ce dôme comme nous l’avons vu peut-être expliqué par l’accumulation de matériel

radioactif (épaississement de la croûte supérieure) et par la remontée de matériel chaud

sous l’effet de l’érosion.

b) Topographie

La figure II-B-24 compare les données topographique de la base ETOPO5 avec celles modé-

lisées pour une composition andésitique de la croûte inférieure. La corrélation entre le modèle

calculé et les données est bonne dans la partie nord et centrale des Alpes, mais devient mauvaise

dans la partie sud, sous la plaine du Pô. Ceci peut provenir de l’approximation faite en donnant

aux sédiments quaternaires une composition, et donc une densité, de croûte. Cependant, un

affaissement du socle sous la plaine du Pô, de moins grande amplitude que celui calculé, est

également mis en évidence par les données gravimétriques (Blundell et al., 1992).

148


0

- 2500

2500

0 100 200 300

Distance (km)Alt

itu

de

(m

)

topographie calculéédonnées de ETOPO 5

N S

plainemolassique

nappesHelvetiques


nappesPenniniques

Alpesdu Sud

plaine du Pô

3000 100 200

1300°C

1000°C

500°C

1000°C

500°C

1300°C1300°C

8 mm/an

0

100

200

3000 100 200

1300°C

1000°C

500°C

1000°C

500°C

1300°C1300°C

4 mm/an

(a)

3000 100 200

1300°C

1000°C

500°C

1000°C

500°C

1300°C1300°C

8 mm/an

0

100

200

3000 100 200

1300°C

1000°C

500°C

1000°C

500°C

1300°C1300°C

Pro

fon

deu

r (

km

)P

rofo

nd

eur

(k

m)

Distance (km) Distance (km)

4 mm/an

(b)

figure II-B-23 : Isothermes calculés pour le modèle «Lépontin» avec deux vitesses deconvergence (4 et 8 mm/an). a) avec une érosion constante (type 1) et b) avec uneérosion linéaire (type 3).

figure II-B-24 : Comparaison entre la topographie des Alpes et celle calculée pour une vitesse deconvergence de 8 mm/an.

149


3- Discussion

a) Chemins P-T

Comme dans le cas des modélisations théoriques, deux types de chemin P-T s’individua-

lisent (figure II-B-25) :

- Le premier est un chemin prograde dans le sens horaire associé au passage en subduc-

tion de la croûte supérieure. De tels chemins sont retrouvés pour des conditions extrêmes

dans les Alpes à Dora Maira (Chopin, 1984 ; Chopin et al., 1991 ; Simon et al., 1997) et dans

le massif de l’Adula (Gebauer, 1996 ; Heinrich, 1986, Meyre et al., 1997). On peut remarquer

que pour une vitesse de convergence de 4 mm/an, le chemin P-T franchit la limite de fusion

(~700°C) pour des profondeurs de l’ordre de 50 km. Par contre, avec une vitesse de 8 mm/an

cette limite n’est jamais franchie. Aucun volcanisme n’étant observé actuellement au sud

des Alpes (dans la plaine du Pô), cette valeur de 4 mm/an est probablement trop faible.

- Le deuxième type de chemin, pour la croûte supérieure, est en forme de boucle. Les

conditions maximales atteintes par les roches de la croûte supérieure (8 kbar, 600°C) sont

supérieures à celles que nous avons calculées pour un modèle théorique. Ceci provient de

l’épaississement de la croûte apulienne sous le butoir, qui augmente de 50 à 100°C les con-

ditions maximales de température. La répartition du métamorphisme le long d’une coupe

N-S et les conditions métamorphiques atteintes montrent de nombreuses similitudes avec

les conditions HT du dôme lépontin (figure III-B-26a). Ces conditions métamorphiques

augmentent depuis l’extérieur jusqu’au coeur du dôme, de 250-300°C, 2 kbar à 600-650°C, 8

kbar (figure III-B-26b ; Frey et al., 1980 ; Engi et al., 1995 ; Todd & Engi, 1997).

Il apparaît donc possible de considérer le métamorphisme lépontin comme une simple

conséquence thermique de la structure actuelle de la chaîne alpine.

b) Eclogitisation et disparition du Moho

La figure II-B-27 montre la distribution des densités et des faciès métamorphiques calculées

à partir de la géométrie précédente. La transition amphibolites HP/éclogites coïncide avec la

zone de hiatus du Moho (voir figure II-B-20b). Cette perte d’informations sismiques concernant

le Moho semble donc être une transition progressive sur plusieurs kilomètres comme l’avait

proposé Laubscher (1990). Cette coïncidence entre ce modèle et les données sismiques renforce

l’hypothèse d’une subduction de la croûte inférieure et de son éclogitisation sous les Alpes.

Cette éclogitisation apparaît aussi bien avec 4 que 8 mm/an de convergence. On remarque ce-

pendant que pour une vitesse de 4 mm/an une lentille de granulite se forme entre les amphibolites

HP et les éclogites (figure II-B-27), conséquence d’un temps de résidence plus long du panneau

plongeant sous le prisme (et de son réchauffement). La présence de cette lentille granulitique de

plus faible densité que les éclogites (3,05-3,10 contre 3,35) engendre une augmentation nette de

la topographie, au dessus des 2500 m observés.

150


0

1

2

3

200 400 600 800 1000P

RE

SS

ION

(GP

a)

LBS

ECL

ECC

EC

GG

AEA

GS

AG2PX

EBS

TEMPERATURE (°C)

B4 mm/an

0

1

2

3

200 400 600 800 1000

LBS

ECL

ECC

EC

GG

AEA

GS

AG2PX

EBS

A

78 Ma

8 mm/an

PR

ES

SIO

N (G

Pa)

TEMPERATURE (°C)

figure II-B-25 : Chemins P-T calculés pour le modèle «Lépontin» pour une vitesse deconvergence de 8 mm/an (a) et 4 mm/an (b)

figure II-B-26 : Métamorphisme du domaine lépontin. a) carte de répartition des différenteszones métamorphiques (d’après Frey et al., 1980). b) Chemins P-T du métamorphismelépontin (d’après Colombi, 1989). On observe deux chemins possibles pour relier les évé-nements métamorphiques de HP et de HT. Nous reviendrons plus tard sur cette question.

Airolo

Luzerne

Mes

olci

na

500-550°C5 kb

600-650°C6-7 kb

Leventina

Maggia

Biasca

Bellinzona

250-300°C1,5-2 kb

0 10 km

650-700°C3-5 kb

Molasse

NappesHelvetiques

NappesPenniniques

Alpes du Sud

Aar

Gotthard

Andermatt

Amsteg

Reu

ss

Brunnen

Altdorf

Ligne insubrienneLac

Majeur

300-350°C2 kb

450°C3 kb

1,5

1,0

0,5

300 500Température (°C)

Pre

ssio

n (

GP

a)

Eoalpin (HP)

Mésoalpine (HT)Lépontin

a b

Métamorphisme

151


50

100

N S100 200 3000

MOHOMOHO

plainemolassique

nappesHelvetiques


nappesPenniniques

Alpesdu Sud

plaine du Pô

4 mm/an

50

100

Prof

onde

ur (k

m)

Prof

onde

ur (k

m)

MOHOMOHO

2.92.8

3.03.3

2.9

3.3

3.3

2.8

3.0

2.9 2.9

3.3 3.3

3.3

8 mm/an

Schistes Verts

Amphibolites BP

Amphibolites HP

Granulites (GG)

Eclogites

metamorphisme BT-BP

Eclogitisation

isodensité (t/m3)3.0

domaine du métamorphismerétrograde

limites du bloc apulien

La structure des Alpes est également caractérisée par la présence d’un corps de forte densité

(3,0) sous l’Apulie. Cette forte densité peut être interprétée à partir de nos modèles comme liée

à l’amphibolitisation des croûtes inférieures européenne et apulienne (figure II-B-27).

c) Séismicité

La répartition des séismes (figure II-B-28) enregistrés entre 1975 et 1990 le long du profil

EGT (Deichmann & Baer, 1990) montre que leur profondeur est de 30 km sous la plaine

molassique, et de 15 km sous les nappes penniques. La figure II-B-28 montre par ailleurs

que la limite inférieure de la séismicité suit l’isotherme 500°C (estimée à partir des flux de

chaleur ; Deichmann & Rybach, 1989), en particulier dans la partie interne de la chaîne,

dans le dôme thermique. Classiquement, les séismes les plus profonds dans la croûte sont

pourtant plutôt observés au niveau de la transition fragile - ductile, c’est-à-dire pour des

températures plus proches de 400°C (Chen & Molnar, 1983 ; Scholtz, 1988) que de 500°C.

Cette isotherme de 500°C coïncide néanmoins avec la transition minéralogique schiste vert/

amphibolite. Or Peacock (1993) estime que les réactions de déshydratation de la transition

schiste bleu/éclogite lors de la subduction de la croûte océanique sont prépondérantes dans

la formation des arcs volcaniques. De manière analogue, nous proposons que la transition

schiste vert/amphibolite, qui libère près de 2 % d’eau en poids (voir figure II-A-3), joue un

rôle important dans la localisation de la limite fragile - ductile dans la croûte et par consé-

quence des séismes.

figure II-B-27 : Faciès métamorphiques et distribution de densité calculés avec le modèle«Lépontin» pour deux vitesses de convergence (4 et 8 mm/an). Les granulites n’apparaissentque avec une vitesse de convergence faible (4 mm/an).

152


100

50

100

50

A

100

Prof

onde

ur (k

m)

Prof

onde

ur (k

m)

Prof

onde

ur (k

m)

Prof

onde

ur (k

m)

50

100

50

0

0

0

0

B

500°C

1000°C

1300°C

1300°C

500°C

1000°C

1300°C

1300°C

N S100 200 3000

plainemolassique

nappesHelvetiques


nappesPenniniques

Alpesdu Sud

plaine du Pô

N S100 200 3000

plainemolassique

nappesHelvetiques


nappesPenniniques

Alpesdu Sud

plaine du Pô

4 mm/an

8 mm/an

8 mm/an

4 mm/an

Schistes Verts

Amphibolites BP

Amphibolites HP

Granulites (GG)

Eclogites

metamorphisme BT-BP

domaine dumétamorphismerétrograde

domaine dumétamorphismerétrograde

figure II-B-28 : Distribution des séismes sous les Alpes (Deichmann & Baer, 1990) superposéea) aux faciès métamorphiques b) aux isothermes pour deux vitesses de convergence. On peutnoter que la limite des séismes suit la transition de phase schiste vert - amphibolite et l’iso-therme 500°C.

153


4- Conclusion

L’application d’un modèle de type «croûte supérieure» aux Alpes Centrales permet de

préciser certains points quant à la structure de cette chaîne.

- Premièrement, ce type de modèle montre que la croûte inférieure est éclogitisée entre

55 et 60 km sous les Alpes Centrales, profondeurs à partir desquelles on perd la trace du

Moho sur les profils sismiques. Cette disparition du signal sismique est interprétée comme

liée à l’absence de contraste de densité et de vitesse entre la croûte et le manteau (Pearson

et al., 1991 ; Durrheim & Mooney, 1992). Or les densités de la croûte deviennent précisé-

ment comparables à celles du manteau lors de la transformation amphibolite/éclogite. Tou-

tefois, pour que la perte du signal sismique soit observable, l’éclogitisation de la croûte infé-

rieure doit se produire à grande échelle, ce qui nécessite des quantités d’eau suffisantes

(Ahrens & Schubert, 1975 ; Austrheim, 1987, 1990, 1991 ; Rubie, 1990). En termes cinétiques,

ceci suppose que les réactions métamorphiques soient instantanées à l’échelle du temps de

construction du prisme orogénique. Cette condition semble réalisée, Sobolev et Babeyko

(1989) ayant montré que le temps nécessaire pour parvenir à une rééquilibration complète

est de l’ordre de 1 Ma, valeur de plus d’un ordre de grandeur inférieure au temps caractéris-

tique de mise en place du prisme orogénique.

- Deuxièmement, la topographie de la chaîne, en particulier son altitude maximale, est

déterminée par la profondeur à laquelle se produit l’éclogitisation.

- Troisièmement, le métamorphisme n’excède pas 8 kbar, 600°C dans le prisme en régime

permanent. Les chemins P-T calculés sont ainsi bien corrélés avec ceux du métamorphisme

HT du dôme lépontin.

- Quatrièmement, la limite inférieure de la séismicité dans les Alpes coïncide avec la

transition schiste vert/amphibolite. Cette transition qui se fait pour des températures aux

environs de 500°C libère beaucoup d’eau et semble ainsi contrôler la profondeur de la tran-

sition fragile - ductile.

154


CONCLUSION

Ces modèles de chaînes de montagne formées par un prisme de croûte continentale nous

permettent de conclure sur plusieurs points.

- Les modèles de type «croûte inférieure» sont peu réalistes : la topographie calculée

n’est pas corrélable avec celle des chaînes actuelles, la remontée d’une quantité importante

de croûte inférieure n’est jamais observée et la croûte ne disparaît pas dans le manteau (les

densités n’ont jamais de valeurs à celles du manteau). De plus les conditions métamorphiques

atteintes par la croûte sont limitées en température (toujours inférieures ou égales à 500°C)

et en pression (toujours inférieures ou égales à 15 kbar). Ainsi ni le métamorphisme HT de

type lépontin ni le métamorphisme de très haute pression (Dora Maira) ne peuvent être

produit par une telle structure.

- les modèles «croûte supérieure» semblent plus adaptés pour décrire une collision de

type Alpes impliquant une croûte continentale supérieure. Les conditions métamorphiques

atteintes par la croûte supérieure (600°C, 8 kbar) sont caractéristiques du métamorphisme

barrovien observé dans la plupart des chaînes de collision depuis l’Archéen au Cénozoïque

(voir la discussion Barrovian regional metamorphism: Where is the heat?, Jamieson et al.,

1998). Dans ce même modèle, la croûte inférieure est enfouie à grande profondeur et subit

ainsi le métamorphisme de très haute pression, comparable à ceux observés dans des mor-

ceaux de croûte continentale impliqué dans la subduction avec la plaque de croûte infé-

rieure plongeante (Dora Maira, Chopin, 1984 ; Avigad et al., 1993 ; Adula, Heinrich, 1986).

Les conditions du faciès schiste bleu ne peuvent dans aucun cas être reproduite dans un tel

modèle où coexistent en même temps un métamorphisme de THP-BT et un métamorphisme

barrovien de HT-BP. Cependant l’exhumation, dans un tel modèle, des deux types de méta-

morphisme ne peut pas se faire par un mécanisme unique.

155

Modélisation numérique Prismes sédimentaires

QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢

QQQQQQQQQQQQQQQQ¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢

Manteau

Manteau

croûte océanique

croûte supérieure

croûte inférieure

sédiments

sédiments

bloc fixe

bloc en mouvement

Géométrie dumodèle "subduction"

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)

PRO

FON

DEU

R (k

m)

C- Les schistes bleus : Subduction ou prisme ?

Ernst (1971) a le premier fait le lien entre métamorphisme HP-BT et subduction. Pour le

domaine valaisan (voir chapitre précédent), deux géométries de subduction sont possibles..

- Une subduction de l’ensemble croûte océanique/sédiments sous la croûte continentale.

- La formation d’un prisme sédimentaire contre la croûte continentale, au toit de la croûte

océanique subduite.

Comme pour le cas du prisme continental, nous allons considérer ces deux cas de manière

théorique. Nous verrons ensuite dans quelle mesure ces modèles numériques peuvent s’ap-

pliquer aux modèles de terrain.

I. MODÈLES THÉORIQUES

Pour ces deux modèles, que nous appellerons respectivement «subduction» et «prisme», outre

les paramètres considérés précédement (vitesse de convergence), nous avons testé deux autres

paramètres : la production de chaleur radioactive des sédiments (0,5 et 1 µW/m3) et l’influence

de la nature de la croûte subduite (océanique ou continentale). En revanche nous nous place-

rons dans un cas unique d’érosion, le cas où l’érosion est variable (type 3).

1) Modèle «subduction»

a) Géométrie

La géométrie de ce modèle est très simple (figure II-C-1) : la croûte (océanique ou conti-

nentale amincie selon les cas) et une partie des sédiments (5 km d’épaisseur) sont entraî-

nées en subduction sous une croûte continentale de 30 km d’épaisseur et équilibrée

thermiquement. Un prisme de taille moyenne (120 km de large et 15 km d’épaisseur) sur-

monte la plaque plongeante au contact du butoir continental.

figure II-C-1 : Géométriedu modèle «subduction»utilisée pour les calculs.

156


La cinématique du modèle est présentée sur la figure II-C-2. En régime permanent, l’ac-

crétion dans la partie frontale du prisme est compensée par un mécanisme assimilé à de

l’érosion.

b) Températures

Dans l’ensemble des cas envisagés, le refroidissement consécutif au passage en subduc-

tion de la lithosphère est prépondérant (figures III-C-3 à III-C-6). Lorsque l’on fait varier la

production de chaleur radioactive des sédiments de 0,5 à 1,0 µW/m3, les variations de tem-

pérature sont inférieures à 20°C. Ceci s’explique par la faible quantité de sédiments impli-

qués. La nature du substratum induit des modifications plus importantes : l’augmentation

de température par le passage en subduction d’une croûte continentale varie de 20°C à la

base du prisme jusqu’à, 50°C au niveau du coin asthénosphérique.

Le paramètre prépondérant dans la structure thermique de la subduction reste toutefois

la vitesse de convergence. Par exemple, pour une subduction océanique avec 5 mm/an de

convergence, la température vaut 300°C à la base du prisme (15 km) contre 150°C avec 50

mm/an. La différence est encore plus nette pour les sédiments passant en subduction. A 200

km du front de déformation (soit une profondeur de 100 km), la température atteint 900°C

avec 5 mm/an de convergence, et 500°C avec 50 mm/an.

Champ de vitesses dumodèle "subduction"

-50

0

-100

-150

-200


PRO

FON

DEU

R (k

m)

FIXE

vecteur vitesse

figure II-C-1 : Champ de vitesse du modèle «subduction». L’ensemble de la lithosphère passe ensubduction sous le butoir, excepté la partie supérieure de la couche sédimentaire.

157


5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

Isothermes calculéspour un modèle "subduction"

(croûte océanique - 1,0 µW/m3)

figure II-C-3 : Isothermes calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est océanique et les sédiments ontune production de chaleur radioactive de 1,0 µW/m3.

158


200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250



figure II-C-4 : Isothermes calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est océanique et les sédiments ontune production de chaleur radioactive de 0,5 µW/m3.

159


5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200


(croûte continentale - 1,0 µW/m3)

figure II-C-5 : Isothermes calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amin-cie et les sédiments ont une production de chaleur radioactive des sédiments de1,0 µW/m3.

160


5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200


(croûte continentale - 0,5 µW/m3)

figure II-C-6 : Isothermes calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amin-cie et les sédiments ont une production de chaleur radioactive des sédiments de0,5 µW/m3.

161


5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Densité calculéespour un modèle "subduction"

280029003000310032003300 2700

(kg /m3)

figure II-C-7 : Isodensités calculées dans le modèle «subduction» pour différentes vitesses deconvergence (de 5 à 5FIIC-20.ai mm/an).

162


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 km

Altitude (m)

Topographie calculéepour un modèle "subduction"

5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

figure II-C-8 : Profils topographiques calculés dans le modèle subduction pour différentes vites-ses de convergence . Le calcul est fait à partir du sommet de la plaque entrant en subduction

c) Densité et topographie

Nous présentons seulement les résultats obtenus dans le cas d’une croûte océanique,

pour une production de chaleur radioactive des sédiments fixée à 0,5 µW/m3 (figure II-C-7).

Cet exemple apparaît représentatif, les résultats ne variant pas significativement dans les

autres cas. Lorsque les vitesses de convergence sont faibles, la densité de la croûte et des

sédiments devient rapidement comparable à celle du manteau (à partir de 80 km de profon-

deur). En revanche, pour des vitesses supérieures ou égales à 20 mm/an, les différences de

densité sont notables jusqu’à plus de 100 km de profondeur.

Il est possible d’estimer les conséquences de ces variations de densité sur le relief de la

zone de subduction (figure II-C-8), la topographie étant calculée par rapport à la profon-

deur du plancher océanique entrant en subduction. La différence de relief est faible entre

les différentes vitesses de convergence (300 m au maximum). La forme du relief est peu

accidentée, avec une élévation maximale de 2000 m atteinte à l’aplomb de la zone d’épais-

sissement maximum du prisme (à 100 km du front de déformation).

d) Chemins P-T

Les figures III-C-9 à III-C-12 présentent les chemins pression - température calculés dans les

différents cas envisagés, pour des points appartenant aux sédiments et au panneau plongeant.

Les profondeurs initiales sont 5,5, 7,5 et 9,5 km dans les sédiments, 12 et 18 km dans la croûte.

L’influence de la radioactivité sur l’allure des chemins P-T apparaît mineure. Les chemins obte-

nus avec une croûte continentale amincie en remplacement d’une croûte océanique sont systé-

matiquement plus chauds de 25 à 50°mais conservent la forme du chemin P-T.

La vitesse de convergence contrôle les conditions métamorphiques atteintes et la forme des

chemins P-T (Peacock, 1992). Pour une pression donnée, la température sera d’autant plus basse

que la vitesse est élevée. Ainsi pour obtenir des éclogites de basse pression (550-600°C, 15 kbar),

les vitesses de convergence doivent être inférieures à 10 mm/an. Lorsque celles-ci sont supérieu-

res, les conditions restent dans le domaine des schistes bleus jusqu’à des pressions de 20-25 kbar.

Nous discuterons par la suite des implications de ces résultats.

163


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "subduction"

croûte océanique sédiments(1,0 µW/m3)

Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-9 : Chemins P-T calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et les sédi-ments ont une production de chaleur radioactive de 1,0 µW/m3. Les points dans lacroûte sont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5,7,5 et 9,5 km.

164


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000



Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

figure II-C-9 : suite

165


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000



Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-10 : Chemins P-T calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et la produc-tion de chaleur radioactive des sédiments est de 0,5 µW/m3. Les points dans la croûtesont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5, 7,5 et9,5 km.

166


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000



Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an


167


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000


croûte continentale sédiments(1,0 µW/m3)

Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-11 : Chemins P-T calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amincie etla production de chaleur radioactive des sédiments est de 1,0 µW/m3. Les points dansla croûte sont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à5,5, 7,5 et 9,5 km.

168


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000



Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an


169


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




croûte continentale sédiments(0,5 µW/m3)5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-12 : Chemins P-T calculés dans un modèle «subduction» pour différentesvitesses de convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amincie etla production de chaleur radioactive des sédiments est de 0,5 µW/m3. Les points dansla croûte sont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à5,5, 7,5 et 9,5 km.

170


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)





40 mm/an

50 mm/an


171


2) Modèle «prisme»

a) Géométrie

Ce modèle a été établi à partir de la géométrie moyenne observée dans certains prismes

actuels (Cascades : Brandon et al., 1998 ; Alaska : Fuis et al., 1997 ; Makran : Pavlis & Bruhn,

1983). Le prisme est construit contre une croûte continentale amincie (figure II-C-13) et

s’étend sur 180 km avec une profondeur maximale de 50 km (valeur maximale envisagea-

ble). Sous le prisme, une croûte de 10 km d’épaisseur – océanique ou continentale – passe en

subduction. Comme pour les modèles précédents, le mécanisme d’érosion envisagé est de

type 3 (figure II-C-14). La vitesse d’érosion atteint 0,67 mm/an dans le cas d’une conver-

gence de 10 mm/an.

Le temps nécessaire à la construction du prisme ainsi que le rôle de l’érosion seront

abordés dans le paragraphe consacré au domaine valaisan.

figure II-C-13 : Géométrie du modèle «prisme».

-50

0

-100

-150

-200


PRO

FON

DEU

R (k

m)

QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢


Manteau

Manteau

croûte océanique

croûte supérieure

croûte inférieuresédiments

point basdu prisme(50 km)


Géométrie dumodèle "prisme"

bloc fixe

bloc en mouvement

172


b) Températures

La forme des isothermes dépend fortement de la radioactivité des sédiments, de la nature

de la plaque plongeante et de la vitesse de convergence (figures III-C-15 à III-C-18).

Une production de chaleur radioactive des sédiments élevée (1 µW/m3) accentue la forme

du dôme thermique en augmentant les températures de 50°C. Cet effet est plus important

dans la partie épaissie du prisme que dans la partie frontale.

La nature du substratum (croûte océanique ou croûte continentale amincie) modifie la

structure du dôme. L’augmentation de température consécutive au passage en subduction

de la croûte continentale est plus importante lorsque les vitesses de convergence sont fai-

bles : à 5 mm/an de convergence la croûte continentale provoque une augmentation de tem-

pérature de 100°C contre seulement 25°C à 50 mm/an.

La vitesse de convergence modifie d’une part les isothermes du panneau plongeant, comme

dans le modèle subduction, et d’autre part la structure du dôme thermique. Plus la vitesse

est grande, plus la forme du dôme est prononcée. Pour des vitesses de convergence inférieu-

res à 10 mm/an, aucune structure thermique en forme de dôme n’est observée, tandis que

cette structure apparaît très clairement à partir de 20 mm/an. Plus la structure en dôme est

prononcée, plus la température à la base du prisme est faible : avec une vitesse de conver-

gence de 5 mm/an la température est supérieure de 150°C à celle obtenue avec une vitesse

de 50 mm/an, quelque soit la valeur de la radioactivité ou la nature de la plaque plongeante.

figure II-C-14 : Champ de vitesse du modèle «prisme». L’ensemble dessédiments s’accumule dans le prisme. La croûte et le manteau passeen subduction sous le butoir.

-50

0

-100

-150

-200


PRO

FON

DEU

R (k

m)

vecteur vitesse

Champ de vitesses dumodèle "prisme"

FIXE

173


200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Isothermes calculéspour un modèle "prisme"


figure II-C-15 : Isothermes calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vitessesde convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et une production dechaleur radioactive des sédiments est de 1,0 µW/m3.

174


figure II-C-16 : Isothermes calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vitessesde convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et une production dechaleur radioactive des sédiments est de 0,5 µW/m3.

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Isothermes calculéspour un modèle "prisme"


175


200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Isothermes calculéspour un modèle "prisme"(croûte continentale - 1,0 µW/m3)

figure II-C-17 : Isothermes calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vitessesde convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amincie et une pro-duction chaleur radioactive des sédiments est de 1,0 µW/m3.

176


200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

1000

1200

5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

200400

600

800

1000

1200

200400

600

800

10001200

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Isothermes calculéspour un modèle "prisme"(croûte continentale - 0,5 µW/m3)

figure II-C-18 : Isothermes calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vitessesde convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amincie et une pro-duction de chaleur radioactive des sédiments est de 0,5 µW/m3.

177


5 mm/an

20 mm/an

40 mm/an

10 mm/an

30 mm/an

50 mm/an

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250

Densité calculéespour un modèle "prisme"

280029003000310032003300 2700

(kg/m3)

figure II-C-19 : Isodensités calculées dans le modèle «prisme» pour différentesvitesses de convergence

178


0

2000

-2000

0

4000

50 100 150 200 250 km

Altitude (m)

Topographie calculéepour un modèle "prisme"

5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

c) Densité et topographie

Les variations de température obtenues dans les différents cas ne sont pas assez grandes pour

modifier de manière significative les calculs de densité. La figure II-C-19 présente ainsi les résultats

obtenus avec une croûte continentale et une radioactivité des sédiments de 0,5µW/m3. Nous pouvons

noter deux évolutions de la densité en fonction des valeurs de la vitesse de convergence :

- La première concerne le panneau plongeant. Comme dans le modèle «subduction», la

profondeur d’éclogitisation augmente avec la vitesse de convergence. Avec 5 mm/an de con-

vergence, l’éclogitisation se produit directement sous le prisme (50 km de profondeur à 100

km du front de déformation) alors qu’avec 50 mm/an elle se produit à une profondeur de 80

km à 180 km du front de déformation.

- La deuxième se situe au niveau du prisme. Alors que la base du prisme conserve une

densité constante de 3,0 t/m3 quelque soit la vitesse de convergence, la densité de l’ensemble

du prisme augmente avec la vitesse.

Ces variations de densité se traduisent dans les altitudes observées dans la partie frontale de

la chaîne (figure II-C-20). Avec une vitesse de convergence faible de 5 mm/an, le relief (2000

m) dépasse de plus de 1000 m celui obtenu dans le cas de vitesses supérieures à 20 mm/an.

Ces valeurs peuvent être comparées à celles du Mont Olympic et de sa région : 2410 m au

sommet et 1200 m dans la partie basse de la chaîne. La corrélation apparaît assez bonne

avec nos calculs, effectués à partir du niveau du plancher océanique.

figure II-C-20 : Profils topographiques calculés dans le modèle «prisme» pour différentes vites-ses de convergence . Le calcul est fait à partir du sommet de la plaque entrant en subduction

179


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

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20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

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ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "prisme"


Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-21 : Chemins P-T calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vites-ses de convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et une productionde chaleur de radioactive des sédiments de 1,0 µW/m3. Les points dans la croûte sontsitués initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5, 7,5 et 9,5km.

180


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

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0

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20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

GS

AEAEBS

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ECC

200 400 600 800 1000



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n (k

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)P

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ion

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ar)

Pre

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n (k

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)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an


181


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

10

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

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0

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20

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

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200 400 600 800 1000



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n (k

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)P

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ion

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ar)

Pre

ssio

n (k

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)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-22 : Chemins P-T calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vites-ses de convergence. La plaque plongeante est une croûte océanique et une productionde chaleur radioactive des sédiments de 0,5 µW/m3. Les points dans la croûte sontsitués initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5, 7,5 et 9,5km.

182


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

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30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

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ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000



Pre

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n (k

bar

)P

ress

ion

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ar)

Pre

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n (k

bar

)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an


183


figure II-C-23 : Chemins P-T calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vites-ses de convergence. La plaque plongeante est une marge contientale amincie et uneproduction de chaleur radioactive des sédiments de 1,0 µW/m3. Les points dans lacroûte sont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5,7,5 et 9,5 km.

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

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200 400 600 800 1000

LBS

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GG

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200 400 600 800 1000

LBS

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200 400 600 800 1000

LBS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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LBS

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200 400 600 800 1000



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)




5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

184



LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

10

20

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

GS

AEAEBS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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200 400 600 800 1000

LBS

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200 400 600 800 1000



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ion

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ar)

Pre

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n (k

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)




30 mm/an

40 mm/an

50 mm/an

185


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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200 400 600 800 1000

LBS

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GG

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ECC

0

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

GS

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ECL

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200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "prisme"P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)





10 mm/an

20 mm/an

figure II-C-24 : Chemins P-T calculés dans un modèle «prisme» pour différentes vites-ses de convergence. La plaque plongeante est une marge continentale amincie et uneproduction de chaleur radioactive des sédiments de 0,5 µW/m3. Les points dans lacroûte sont situés initialement à 12 et 18 km et ceux dans la couche sédimentaire à 5,5,7,5 et 9,5 km.

186


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

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A

GS

AEAEBS

ECL

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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0

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

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0

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200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000


Pre

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n (k

bar

)P

ress

ion

(kb

ar)

Pre

ssio

n (k

bar

)





40 mm/an

50 mm/an


187


d) Chemins P-T

Les chemins P-T ont été calculés pour deux valeurs de production de chaleur radioactive

des sédiments (0,5 et 1,0 µW/m3) et pour deux types de panneau plongeant (croûte océani-

que et croûte continentale). Les résultats sont présentés sur les figures III-C-21 à III-C-24.

Les profondeurs initiales sont identiques à celles du modèle «subduction», c’est-à-dire 5,5,

7,5 et 9,5 km pour les sédiments, 12 et 18 km pour la croûte. On note que :

- Dans le prisme, les conditions éclogitiques (au minimum 15 kbar, 500°C) ne sont jamais

atteintes, les conditions restant dans le domaine des schistes bleus.

- Les conditions métamorphiques de très haute pression telles qu’elles sont décrites dans

le massif de Dora Maira (30 kbar, 700°C, Simon et al., 1997) ou dans le massif de l’Adula (25

kbar, 600-650°C, Meyre, 1998 ; Meyre et al., 1998) ne sont obtenues dans le cas de la plaque

plongeante que pour des vitesses de convergence inférieures à 10 mm/an. Pour des vitesses

supérieures, la température est toujours plus basse.

- D’une manière générale, pour l’ensemble des chemins P-T et quelque soit les paramè-

tres utilisés : plus la vitesse de convergence est grande, plus les conditions métamorphiques

atteintes par les différents points sont froides. ceci a plusieurs conséquences.

Dans le prisme, le chemin rétrograde varie fortement en fonction de la vitesse de conver-

gence. La décompression est synchrone du refroidissement avec des vitesses faibles (5 ou 10

mm/an), mais est isotherme lorsque les vitesses augmentent. Dans le premier cas, les parti-

cules recoupent perpendiculairement les isothermes lors de leur remontée, alors que dans le

second cas la première partie de la remontée s’effectue parallèlement aux isothermes. En

régime permanent, la forme du chemin P-T peut ainsi être interprétée comme résultant

d’une vitesse de circulation du matériel dans le prisme, sans nécessairement la considérer

comme résultant d’un régime de déformation (voir Ruppel et al., 1988).

3- Discussion

Les conditions métamorphiques calculés dans les modèles «subduction» et «prisme» ne

permettent pas de trancher simplement quant à la question «Schistes bleus, subduction ou

prisme ?».

Plusieurs observations peuvent cependant être faites :

- Dans le prisme, les pressions ne peuvent dépasser 13-14 kbar. Des pressions supérieures

ne peuvent alors provenir que d’un régime de subduction.

- Les chemins progrades conduisant aux conditions du faciès schiste bleu (10-12 kbar,

300-400°C) sont identiques pour les deux modèles.

- Les conditions éclogitiques de la plaque plongeante, même de basse pression (~ 15 kbar,

500°C), sont atteintes uniquement lorsque les vitesses de convergence sont faibles (infé-

rieures à 10 mm/an).

- Pour les fortes vitesses de convergence (40 ou 50 mm/an) on est alors dans les condi-

188


tions du faciès schiste bleu. Il est possible de comparer nos résultats avec les températures

estimées pour le prisme du Mont Olympic dont les vitesses de convergence sont de cet

ordre. Nos estimations s’élèvent à 300°C, en bon accord avec celles évaluées par Brandon et

al. (1998) à 290°C environ.

La convergenve entre les données du prisme du Mont Olympic et les résultats de nos calculs

fournit à nos modèles une justification a posteriori. Nous allons maintenant appliquer ces calculs

au domaine valaisan et plus particulièrement à la géométrie du prisme que nous avons décrite.

II. APPLICATION AUX ALPES : LES BÜNDNERSCHIEFER

Notre étude des Bündnerschiefer dans la fenêtre de l’Engadine et les Grisons nous a

apporté un certain nombre de contraintes métamorphiques, tectoniques ou temporelles pour

que nous puissions essayer de le modéliser à l’aide de notre programme.

1- Géométrie et cinématique

La géométrie du prisme est toujours aussi simple : long de 150 km avec une épaisseur

maximale de 50 km à 100 km du front de déformation (figure II-C-25a). Ce prisme est cons-

truit sur une plaque (océanique ou continentale) plongeant sous un ensemble formé des

nappes austroalpines, piémontaises et briançonnaises. Cet ensemble dans le modèle est con-

sidéré comme homogène et forme un butoir rigide. L’épaisseur de la couche sédimentaire

entrant dans le prisme est de 10 km. Cette épaisseur certainement irréaliste a été choisie du

point de vue numérique afin que les éléments ne soient pas de trop petite taille. Nous re-

viendrons ultérieurement sur ce problème de l’épaisseur de la couche sédimentaire entrante.

A l’intérieur du prisme, nous avons introduit un détachement. Ce détachement est la

conséquence d’une remontée plus rapide des sédiments profonds par rapport aux sédiments

superficiels (figures III-C-25b et III-C-26b). Cette différence de vitesse est modélisée par

une érosion différentielle des deux zones. Le flux de matière entrant dans la moitié supé-

rieure de la couche sédimentaire (les cinq premiers kilomètres) ressort par érosion répartie

sur la partie du prisme allant du front de déformation au détachement (figure II-C-25b et

III-C-23). L’érosion dans cette partie là est variable (de type 3), c’est-à-dire que dans un

première partie elle augmente linéairement et qu’ensuite elle est constante (figure II-C-

26b). Cette unité supérieure sera par la suite assimilée à l’unité d’Arina que nous avons

décrite dans la première partie. La deuxième moitié des sédiments entrant (les cinq kilomè-

tres inférieurs) est érodé dans la partie du prisme allant du détachement au butoir. L’éro-

sion est considérée constante sur l’ensemble de cette zone et l’épaississement de cette unité

se fait dans une zone réduite, qui peut être assimilée à la zone de sous placage (underplating).

Cette unité est l’équivalent de l’unité du Mundin.

189


QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ

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Manteau

Manteau

croûte

croûte supérieure

croûte inférieure

sédiments

Austroalpin

Valaisan

unité inférieure(unité du Mundin)

plaque plongeante(massif de l'Adula)

unité supérieure(unité d'Arina)


PR

OFO

ND

EU

R (k

m)


point basdu prisme(50 km)

-50

0

zone d'épaississementde l'unité inférieure(accrétion basale)

accrétionfrontale détachement

BUTOIR

Géométrie du modèle "Bündnerschiefer"

a

b

sédiments croûte aminciede marge

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250

figure II-C-25 : Géométrie du modèle «Bündnerschiefer» choisie pour rendre compte des obser-vations de terrain. a) Schéma à l’échelle de toute la zone de subduction. Le panneau plongeantest une croûte continentale amincie. b) Détails du prisme : un détachement a été localisé audessus de la zone d’accrétion basale.

190


Géométrie de vitessesdu modèle "Bündnerschiefer"

FIXE

vecteur vitesse

BUTOIR


PR

OFO

ND

EU

R (k

m)

-50

0

a

b

-50

0

-100

-150

-200

0 50 100 150 200 250

érosion0,61 mm/an

érosion1,01 mm/an

figure II-C-26 : Champs de vitesse associé à la géométrie décrite précédemment.a)L’ensemble des sédiments s’accumule dans le prisme et ressort par érosion. La croûteet le manteau passe en subduction. b) Détail du champ de vitese dans le prisme. L’éro-sion différentielle entre l’unité supérieure et l’unité inférieure est le moteur du détache-ment. Les taux d’érosion indiqués sont calculés avec une vitesse de convergence de 10

191


tableau II-C-1 : Vitesses de convergence entre l’Europe et l’Apulieau Tertiaire (de Schmid et al., 1997)

tableau II-C-2 : Temps (en Ma) nécessaires à la construction du prisme de la figure II-C-27. Ces temps sont calculés selon le principe décrit par Le Pichon et al. (1990).

Avec une vitesse de convergence de 10 mm/an, l’érosion maximale de l’unité d’Arina est

0,61 mm/an contre 1,0 mm/an pour l’unité du Mundin. La remontée dans des roches de

l’unité du Mundin est presque deux fois plus rapide que celles de l’unité d’Arina.

La question du temps reste à poser avant d’appliquer nos calculs aux Bündnerschiefer.

Est-ce que le régime permanent est envisageable ? La durée de convergence est-elle suffi-

samment longue pour permettre la construction d’un tel prisme dans l’océan valaisan ?

Le début de la subduction de l’océan valaisan se fait autour de 90 Ma (Stampfli et al.,

1998). Les vitesses de convergence Europe-Apulie pour les 65 derniers millions d’années

sont données dans le tableau II-C-1 ; elles ont varié de 15 à 3 mm/an.

Avec un calcul géométrique simple en prenant 10 km d’épaisseur de couche sédimen-

taire, les temps de construction du prisme sont 42 Ma pour un vitesse de 10 mm/an et 28 Ma

pour une vitesse de 15 mm/an. Ces temps sont acceptables, mais si on prend une épaisseur

de la couche sédimentaire de 5 km, les temps sont doublés ! En revanche avec la méthode

de construction du prisme décrite pour le prisme de la Barbade (Le Pichon et al., 1990) et

une épaisseur de sédiments de 5 km, nous obtenons des temps de constructions entre 50 et

60 Ma (tableau II-C-2) compatibles avec l’histoire alpine.

vitesse de épaisseur du prisme (km)convergence 50 45 4010 mm/an 75 67,5 52,515 mm/an 45 40 35

Périodes Date (Ma) vitesse de convergence (mm/an)Paléocène - début Eocène 65-50 13,3début - fin Eocène 50-40 15

fin Eocène - Oligocène 40-32 au moins 5,5

Oligocène - début Miocène 32-19 4,5

début Miocène - actuel 19-0 3

Total 65-0 7,9

192


Royden (1993) a montré qu’un prisme de 60 km d’épaisseur était en équilibre thermique

au bout de 27 Ma. Ces données nous permettent de considérer que lorsque la marge amin-

cie européenne passe sous le prisme (~50 Ma), le prisme a atteint le régime permanent.

Les calculs ont été donc faits avec un modèle «prisme» pour une radioactivité des sédi-

ments de 0,5 µW/m3. Les Bündnerschiefer sont des calcschistes pauvres en plagioclases. Ils

sont donc peu radioactifs. La plaque plongeante est une marge continentale amincie.

2- Résultats

Nous présentons des chemins pression - température pour des vitesse variant de 5 à 20

mm/an. Trois groupes de chemin P-T ont été calculés (figure II-C-27) :

- dans le panneau plongeant, les points ont une profondeur initiale de 12 et 16 km. Cette

marge amincie correspond au massif de l’Adula.

- l’unité inférieure, ou unité duundin, deux points extrêmes ont été choisis. Le premier

avec une profondeur initiale de 9,5 km représente la zone profonde de cette unité à carpholite

relique et chloritoide. Le deuxième point situé initialement à 5,5 km correspond à la partie

supérieure de l’unité où la carpholite est préservée.

- dans l’unité d’Arina nous avons choisi également deux points situés initialement à 2,5 et

4,5 km. Ces points représentent respectivement la zone externe de l’unité, près du flysch et

la zone au contact de l’unité du Mundin.

La figure II-C-27 présente les résultats obtenus pour les trois ensembles considérés (marge

amincie en subduction, partie supérieure et partie inférieure du prisme) en fonction de plu-

sieurs vitesses de convergence (5, 10 et 20 mm/an). Des conditions éclogitiques sont créées

dans le massif de l’Adula alors que les conditions sont du type schiste bleu dans l’unité du

Mundin et schiste vert dans l’unité d’Arina. Les chemins P-T présentés sur la figure II-C-27

montrent qu’un vitesse supérieure ou égale à 10 mm/an permet mieux de rendre compte des

conditions P-T observées dans l’ensemble des unités. Avec 5 mm/an, les températures semblent

trop élevées (500°C) pour l’unité profonde du Mundin. Des vitesses supérieures à 20 mm/an,

incompatibles avec les taux de convergence alpins, seraient également incompatibles avec les

données P-T : les conditions calculées dans ces cas-là sont trop basses en température.

193


LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

20

30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

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200 400 600 800 1000

LBS

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G2PX

A

GS

AEA

EBS

ECL

ECC

0

10

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30

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

LBS

EC

GG

G2PX

A

GS

AEAEBS

ECL

ECC

200 400 600 800 1000

Chemins P-Tpour le modèle "Bündnerschiefer"

Marge amincie Prisme Prisme

conditions P-T déterminées dans les Bündnerschiefer et de l'Adula

métapélitesunité inférieure

métapélitesunité supérieure

unité du Mundin

unité d'Arina

zone sud de l'Adula (Meyre, 1998)

zone nord de l'Adula (Heinrich, 1982)

Pre

ssio

n (

kb

ar)

Pre

ssio

n (

kb

ar)

Pre

ssio

n (

kb

ar)

Température (°C) Température (°C) Température (°C)



5 mm/an

10 mm/an

20 mm/an

194


3- Conclusion

Les conditions P-T estimées par l’étude pétrographique des Bündnerschiefer dans la fe-

nêtre de l’Engadine et les Grisons sont assez bien représentées par une modélisation numé-

rique considérant un prisme d’origine sédimentaire se développant sur une marge amincie

en subduction avec une convergence autour de 10 mm/an. Cette vitesse est compatible est

compatible avec celles estimées dans les Alpes au début du Tertiaire.

Les conditions PT auraient également pu être atteintes dans un modèle de type «subduc-

tion» pour les sédiments. Cependant le modèle de prisme permet de considérer l’existence

d’un détachement synmétamorphique qui fonctionne comme une zone de vitesse différen-

tielle et qui est partie intégrante du prisme. Cette zone de vitesse différentielle ne peut

exister que si un mécanisme de dénudation (érosion, failles normales) différentielle accom-

pagne l’accrétion basale. Ce genre de structure se conçoit plus difficilement dans un modèle

de type «subduction».

Deux phénomènes sont en effet responsables de la remontée des roches HP dans notre

modèle : l’accrétion basale en profondeur et l’érosion en surface. Les taux d’érosion néces-

saires pour cette remontée sont de 1,0 mm/an pour l’unité du Mundin et de 0,61 mm/an

pour l’unité d’Arina (avec une vitesse de convergence de 10 mm/an). Cette valeur est de

peu supérieure à celle calculée pour les Alpes au Priabonien (entre 0,5 à 1 mm/an, Sinclair

& Allen, 1992) ou celle décrite dans le Mont Olympic (entre 0,66 et 0,82 mm/an, Brandon et

al., 1998). Une mécanisme de dénudation tectonique à l’échelle du prisme (Platt, 1986) ne

semble pas nécessaire pour préserver les schistes bleus. Cette dénudation tectonique existe

sûrement en surface sans être le mécanisme principal de l’exhumation. Toutes les zones de

prismes montrent l’existence de failles normales au niveau des prismes (voir la partie consa-

crée au Mont Olympic). Cette dénudation tectonique expliquerait pourquoi les taux d’éro-

sion dans notre modèle sont supérieurs à ceux observés acctuellemnt dans les prismes et à

ceux calculés par les données de sédimentation. La présence de minéraux métamorphique

HP et en particulier de la carpholite dans la molasse chattienne, 10 Ma après leur formation

est un argument pour dire que l’érosion a un rôle important dans l’exhumation dans les

Bündnerschiefer.

figure II-C-27 : Les chemins PT calculés à partir du modèle«Bündnerschiefer» sont comparés pour les sédiments à nosestimations PT et pour la plaque plongeante à ceux du mas-sif de l’Adula (Heinrich, 1982 ; Meyre, 1998) pour des vi-tesse de convergence variable entre 5 et 20 mm/an

195

Modélisation numérique Conclusion

Conclusion : Le métamorphisme des prismes orogéniques

Les données géologiques et sismiques montrent que la grande majorité des chaînes de

montagne a une structure de prisme. Ces prismes orogéniques peuvent être de nature con-

tinentale (Lépontin) ou sédimentaire (Mont Olympic).

Lorsque le prisme est de nature continentale, il est formé par l’accrétion de croûte supé-

rieure, la croûte inférieure passant en subduction. Dans ce cas le métamorphisme de la chaîne

est de moyenne pression et haute température, de type barrovien. Ce métamorphisme se

retrouvent dans les chaînes quelles soient jeunes ou non : le Lépontin et le Zentralgneiss

dans les Alpes, les Highlands en Ecosse, les Appalaches aux Etats-Unis par exemple. Dans

ces conditions, ce type de métamorphisme est la conséquence de deux phénomènes :

- l’accumulation de croûte supérieure fortement radioactive

- le découplage quasi systématique entre la croûte supérieure et la croûte inférieure au

niveau du prisme (van den Beukel, 1992).

La conséquence du premier phénomène est une forte augmentation de la température

au sein du prisme et la conséquence du second est une taille modéré du prisme (environ 35

km) et donc de pression peu élevée (8 kbar maximum).

Lorsque le prisme est de nature sédimentaire, le métamorphisme de la chaîne est de

basse température à cause de la faible radioactivité des sédiments. A la base du prisme, le

métamorphisme atteint les conditions du faciès schiste bleu. Ce métamorphisme est carac-

téristique des chaînes à fort volume sédimentaire (Complexe franciscain, Bündnerschiefer,

Schistes Lustrés...). Dans ce cas, la remontée des roches de haute pression est synchrone de

la convergence. La formation et l’exhumation se font de manière continue par accrétion à la

base du prisme et dénudation au sommet. Cette exhumation peut également être accommo-

dée par une zone tectonique, fonctionnant en détachement, située au coeur du prisme. Cette

zone tectonique peut être interprétée comme la localisation d’un différentiel de vitesse en-

tre les parties profondes du prisme et les parties superficielles. Le mécanisme nécessite un

fort couplage avec l’érosion (ou un autre processus de dénudation superficielle) qui prend

alors une part active dans l’exhumation des schistes bleus.

Le modèle de prisme permet de satisfaire des contraintes qui peuvent parfois apparaître

comme contradictoires dans la structure métamorphique de haute pression établie dans des

domaines à fort volume de sédiments comme les Grisons, les Bétiques ou le complexe fran-

ciscain. Ces contraintes sont

- la simultanéité entre la convergence, le détachement, le dépôt des flysch puis des miné-

raux de haute pression dans les molasses.

196

Modélisation numérique Conclusion

- l’exhumation continue des roches métamorphiques de haute pression au cours de la vie

de la chaîne.

- la préservation préférentielle des minéraux de haute pression le long du détachement.

- le saut de pression modéré de part et d’autre de la zone de détachement.

- une augmentation progressive du degré de métamorphisme avec la profondeur.

- une coïncidence entre l’âge du protolithe et le degré de métamorphisme : plus le degré

de métamorphisme est fort plus la série sédimentaire est ancienne.

En conclusion nous pouvons dire que le type de métamorphisme établi dans une chaîne

de montagne de type prisme dépend principalement de la nature du matériau entrant dans

le prisme. Si ce matériau est d’origine sédimentaire, le métamorphisme sera de type schiste

bleu et si le matériau est de nature continentale, le métamorphisme sera de type barrovien.

197

198

Conclusion

CONCLUSION

199

Conclusion

L’étude de terrain dans le domaine valaisan a montré que

- les Bündnerschiefer dans la fenêtre de l’Engadine et les Grisons forment une pile

sédimentaire importante dont le métamorphisme varie depuis des conditions de type schiste

bleu (12-13 kbar, 375°C) dans les unités les plus profondes jusqu’à un métamorphisme de

bas degré dans les unités les plus superficielles, plus jeunes. Au sein même de cette unité,

l’exhumation des roches métamorphiques de haute pression est localisée le long d’un déta-

chement syn-métamorphique vers le NO établi à l’intérieur du prisme de grande taille.

- le petit volume des unités sédimentaires du Petit St Bernard et du Versoyen a subi

un métamorphisme de type éclogitique (15 kbar, 500°C). Ce métamorphisme de degré plus

élevé, fortement contrasté par rapport à son environnement géologique et l’absence de struc-

ture majeure synmétamorphisme accommodant la remontée des roches de haute pression

suggèrent que ces unités n’ont pas été accrétées dans un prisme mais enfouies en subduction.

La subduction du domaine valaisan aurait ainsi une géométrie différente d’est en ouest.

A l’est, elle était accompagnée de la formation d’un prisme important gardant les sédiment

au toit, alors qu’à l’est les sédiments étaient entraînés dans la subduction.

Une modélisation numérique effectuée sur différents modèles de subduction considé-

rant des prismes de volume variable et incluant des variations de densité et de topographie

en fonction des réactions métamorphiques montre que le métamorphisme dépend du maté-

riau impliqué dans la construction de la chaîne. Un matériau d’origine sédimentaire impli-

quera un métamorphisme HP-BT de type schiste bleu, alors qu’avec un matériau crustal le

métamorphisme sera HT-BP de type barrovien.

Ceci nous conduit à considérer la chaîne alpine comme un processus continu n’impli-

quant pas de hiatus entre son évolution de HP-BT et BP-HT. Dans les Tauern, le métamor-

phisme de HP-BT (32-36 Ma, Zimmermann et al., 1994) n’affecte que les roches d’origine

sédimentaire alors que le métamorphisme barrovien (27-30 Ma, Inger & Cliff, 1994) affecte

en premier lieu le socle européen. Dans les Alpes Centrales, le dôme lépontin, de nature

continentale, a subi un métamorphisme de barrovien (15-30 Ma, Hunziker et al., 1992) alors

que 50 km plus à l’est dans les Grisons la masse sédimentaire des Bündnerschiefer a subi un

métamorphisme de HP (35-40 Ma, Bertle communication personnelle). Un passage pro-

gressif entre les deux domaines montre que le métamorphisme lépontin a progressivement

réchauffé celui des Grisons. Dans les deux cas le changement de métamorphisme corres-

pond à un changement de nature du matériel impliqué (sédiments puis croûte). D’autres

exemples comme la province du Yukon en Alaska (Patrick & Liebermann, 1988) montrent

la même chronologie.

200

Conclusion

Ces observations, complétées des résultats de la modélisation numérique, montrent que

les deux types de métamorphisme peuvent coexister soit dans le temps soit dans l’espace au

sein d’une chaîne de montagne par une simple variation de la nature du prisme orogénique

sans nécessiter un changement de structure en profondeur de la chaîne.

La structure en prisme des chaînes de montagnes permet également rendre compte de la

formation et de l’exhumation du métamorphisme de type schiste bleu observé sur de gran-

des étendues de métasédiments (Complexe franciscain, Ernst, 1971 ; Schistes Lustrés, Brian-

çonnais, Goffé & Chopin, 1986 ; les Grisons, ce travail) par la simultanéité des différents

processus d’accrétion à la base du prisme et de dénudation (par érosion et tectonique) en

surface. Ce mécanisme permet d’expliquer la simultanéité des différents processus décrits

précédemment.

En revanche un tel mécanisme ne peut expliquer la remontée des roches métamorphiques

HP de type éclogitique ou de très haute pression qui ne peuvent être produits que par le

passage en subduction des sédiments.

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223

224

225

Annexe I

ANNEXE I :

analyses de minéraux

Annexe I Carpholite - unité du Mundin - zone externe

226


227

Echa

ntill

onA

lpTe

a938

aFo

t933

Fot9

34

analy

seCA

R1CR

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2ACF

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SiO2

38,1

738

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37,3

337

,42

35,5

736

,68

40,5

639

,05

40,2

138

,97

39,6

742

,13

38,6

639

,26

38,3

438

,93

38,4

238

,30

39,7

941

,31

Al2O

330

,97

30,6

830

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30,2

431

,79

26,5

833

,24

31,6

333

,64

31,5

732

,41

33,4

632

,75

31,5

731

,11

31,1

230

,09

30,0

132

,25

32,7

7Fe

O8,

359,

278,

758,

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587,

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347,

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548,

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988,

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546,

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836,

86M

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421,

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531,

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431,

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500,

490,

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660,

690,

67M

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41F

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1,27

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2,08

1,07

1,86

1,23

0,85

total

85,9

886

,45

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,55

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577

,78

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785

,77

90,0

787

,39

88,8

692

,68

87,8

787

,80

86,7

386

,87

84,4

684

,51

87,9

290

,02

Si2,

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2,04

12,

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2,00

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927

2,00

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2,00

02,

000

2,03

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039

2,09

32,

005

2,04

32,

022

2,00

02,

000

2,00

02,

060

2,09

1Al

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989

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985

2,02

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074

2,05

51,

972

1,99

02,

021

2,00

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0,00

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379

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348

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328

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299

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0,66

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205

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202

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206

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670,

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65


228

Echa

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931

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934

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737

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2,66

total

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229

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230

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62

Annexe I Carpholite - - unité du Mundin - zone interne

231

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61

Annexe I Carpholite - Grisons

232

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73

Annexe I Chloritoïde

233

Echantillon 9506analyse n° m2 m4

SiO2 24,56 25,25TiO2 1,82 0,02Al2O3 40,13 39,47FeO 20,37 18,79MnO 0,97 2,10MgO 1,63 1,88CaO 0,06 0,25Na2O 0,54 0,37K2O 0,66 1,75BaO 0,00 0,00F 0,00 0,00total 90,74 89,88

Si 2,039 2,112Ti 0,114 0,001Al 3,927 3,891Fe3+ 0,073 0,109Fe2+ 1,342 1,205Mn 0,068 0,149Mg 0,202 0,234Ca 0,005 0,022Na 0,087 0,060K 0,140 0,373Ba 0,000 0,000F 0,000 0,000

XMg 0,125 0,148

Annexe I Phengites - unité du Mundin

234

Echantillon Fot933 AlpTea938a Cha931 Alpet944 Samp935

analyse PH1 PH1 PH4 PH6 PH7 PH1 PH2 PH3 PH4 PH7B PH8 PH3

SiO2 50,00 48,05 48,22 48,92 47,81 51,68 51,16 51,28 51,00 50,33 49,54 50,66TiO2 0,16 0,05 0,13 0,22 0,17 0,08 0,20 0,13 0,03 0,16 0,14 0,04Al2O3 32,66 33,67 33,54 33,43 32,84 30,29 31,40 31,77 32,49 32,14 32,57 32,83FeO 0,43 0,34 0,71 0,68 0,60 1,29 0,75 0,95 0,97 0,48 0,47 0,61MnO 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,01 0,03 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00MgO 1,88 1,33 1,68 1,41 1,65 3,12 1,80 2,03 2,29 1,77 1,92 1,60CaO 0,09 0,09 0,18 0,03 0,04 0,04 0,04 0,07 0,03 0,10 0,12 0,04Na2O 0,46 0,97 0,54 0,52 0,49 0,23 0,84 0,25 0,30 0,64 0,78 0,53K2O 8,83 9,48 9,42 9,15 9,26 9,03 6,79 7,20 8,13 7,52 7,32 7,79BaO 0,00 0,09 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,15 0,36 0,07 0,00 0,11F 0,77 0,19 0,25 0,38 0,19 0,00 0,00 0,18 0,17 0,00 0,87 0,53total 95,27 94,26 94,71 94,75 93,06 95,76 93,01 94,00 95,78 93,22 93,73 94,75

Si 3,2875 3,2016 3,1993 3,2351 3,2198 3,3680 3,3769 3,3637 3,3125 3,3288 3,2894 3,3192Ti 0,0079 0,0025 0,0066 0,0108 0,0084 0,0039 0,0098 0,0064 0,0016 0,0082 0,0068 0,0021Al 2,5308 2,6443 2,6227 2,6060 2,6068 2,3267 2,4428 2,4558 2,4873 2,5050 2,5486 2,5350Fe 0,0234 0,0192 0,0392 0,0377 0,0341 0,0700 0,0413 0,0520 0,0526 0,0263 0,0261 0,0336Mn 0,0000 0,0000 0,0027 0,0000 0,0000 0,0004 0,0016 0,0000 0,0000 0,0005 0,0004 0,0000Mg 0,1839 0,1323 0,1657 0,1395 0,1661 0,3032 0,1771 0,1982 0,2215 0,1741 0,1896 0,1564Ca 0,0063 0,0061 0,0129 0,0025 0,0032 0,0027 0,0027 0,0050 0,0020 0,0073 0,0086 0,0030Na 0,0583 0,1248 0,0695 0,0668 0,0640 0,0293 0,1080 0,0316 0,0380 0,0823 0,0999 0,0669K 0,7403 0,8056 0,7975 0,7722 0,7959 0,7506 0,5717 0,6025 0,6734 0,6343 0,6199 0,6510Ba 0,0000 0,0023 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0039 0,0091 0,0020 0,0000 0,0027F 0,1605 0,0397 0,0526 0,0786 0,0402 0,0000 0,0000 0,0362 0,0358 0,0000 0,1831 0,1101

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,5757 0,6434 0,6443 0,6292 0,6468 0,5079 0,3887 0,4712 0,5258 0,4745 0,4770 0,5222Trioctédrique 0,0336 0,0000 0,0362 0,0291 0,0352 0,0721 0,0495 0,0761 0,0755 0,0430 0,0609 0,0465MgCeladonite 0,2689 0,1860 0,1781 0,1959 0,1924 0,3049 0,3167 0,3039 0,2661 0,3036 0,2706 0,2710FeCeladonite 0,0342 0,0270 0,0421 0,0530 0,0395 0,0704 0,0739 0,0798 0,0632 0,0458 0,0372 0,0582Paragonite 0,0719 0,1320 0,0779 0,0791 0,0739 0,0373 0,1576 0,0488 0,0524 0,1122 0,1356 0,0920TWM 0,0157 0,0115 0,0238 0,0137 0,0122 0,0077 0,0152 0,0201 0,0169 0,0213 0,0189 0,0100total 0,9999 0,9999 1,0025 1,0000 1,0000 1,0003 1,0016 0,9999 1,0000 1,0004 1,0002 1,0000

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,1951 0,0612 0,1201 0,1585 0,1368 0,2174 0,3177 0,3571 0,2775 0,2741 0,2716 0,2764Trioctaédrique 0,0336 0,0000 0,0362 0,0291 0,0352 0,0721 0,0495 0,0761 0,0755 0,0430 0,0609 0,0465Céladonite 0,1066 0,1515 0,0988 0,0899 0,0946 0,1572 0,0716 0,0219 0,0476 0,0721 0,0333 0,0507Muscovite 0,6668 0,7902 0,7492 0,7233 0,7345 0,5542 0,5621 0,5479 0,6030 0,6139 0,6371 0,6284total 1,0021 1,0028 1,0043 1,0008 1,0011 1,0009 1,0009 1,0030 1,0037 1,0031 1,0029 1,0019

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,1198 3,1500 3,0939 3,0943 3,1002 3,2119 3,0936 3,0127 3,0560 3,0804 3,0267 3,0638Ti 0,0103 0,0027 0,0079 0,0133 0,0102 0,0055 0,0154 0,0113 0,0025 0,0120 0,0102 0,0032Al tetr. 0,8699 0,8477 0,8982 0,8925 0,8896 0,7825 0,8910 0,9773 0,9440 0,9081 0,9630 0,9337Somme tetr. 4,0000 4,0005 4,0000 4,0000 4,0000 4,0000 4,0000 4,0013 4,0026 4,0005 4,0000 4,0007Al 2,7317 2,6870 2,7810 2,7818 2,7754 2,5613 2,7778 2,9405 2,8742 2,8033 2,9132 2,8599Al oct. 1,8618 1,8393 1,8829 1,8894 1,8857 1,7788 1,8868 1,9632 1,9301 1,8952 1,9501 1,9262Fe+Mg+Mn 0,1382 0,1607 0,1171 0,1106 0,1143 0,2212 0,1132 0,0368 0,0699 0,1048 0,0499 0,0738Somme oct. 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000alcalins 1,0000 1,0001 1,0000 1,0000 1,0000 1,0000 1,0000 1,0003 1,0006 1,0001 1,0000 1,0002

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,8802 0,8500 0,9061 0,9057 0,8998 0,7881 0,9064 0,9873 0,9440 0,9196 0,9733 0,9362Céladonite 0,1198 0,1500 0,0939 0,0943 0,1002 0,2119 0,0936 0,0127 0,0560 0,0804 0,0267 0,0638


235

Echantillon Nau947 Engd9315b Mundin945

analyse PH1 PH5 PH6 PH9 PH11 PH12 PH13 PH14 PH16 PH17 PH18 PH20








236

Echantillon Engd942 Tunnel941 Mund944

analyse PH3 PH4 PH1 PH7 PH8 PH10 PH12 PH1

SiO2 51,48 49,63 50,54 48,73 50,41 49,80 46,90 47,35TiO2 0,07 0,04 0,15 0,06 0,10 0,08 0,12 0,07Al2O3 29,19 30,61 31,33 33,16 31,53 30,54 33,62 34,16FeO 1,13 0,72 1,46 0,61 1,09 1,41 1,08 0,43MnO 0,04 0,00 0,01 0,00 0,03 0,04 0,05 0,09MgO 2,70 2,21 2,33 1,90 2,38 2,66 1,83 1,24CaO 0,12 0,01 0,02 0,29 0,09 0,03 0,02 0,17Na2O 0,30 0,29 0,22 0,27 0,26 0,21 1,06 0,78K2O 10,27 10,08 8,01 8,34 7,57 8,54 8,14 9,71BaO 0,02 0,09 0,06 0,18 0,05 0,00 0,15 0,06F 0,45 0,00 0,87 0,20 0,92 0,63 0,34 0,45total 95,77 93,68 95,01 93,75 94,44 93,95 93,31 94,51

Si 3,3981 3,3272 3,3340 3,2390 3,3325 3,3284 3,1574 3,1636Ti 0,0036 0,0020 0,0072 0,0032 0,0049 0,0043 0,0058 0,0036Al 2,2704 2,4184 2,4354 2,5978 2,4565 2,4060 2,6680 2,6900Fe 0,0625 0,0407 0,0805 0,0341 0,0600 0,0786 0,0608 0,0244Mn 0,0025 0,0000 0,0005 0,0000 0,0020 0,0022 0,0029 0,0054Mg 0,2656 0,2208 0,2292 0,1885 0,2348 0,2651 0,1841 0,1233Ca 0,0085 0,0005 0,0013 0,0204 0,0063 0,0023 0,0013 0,0119Na 0,0387 0,0382 0,0286 0,0348 0,0340 0,0270 0,1382 0,1007K 0,8642 0,8615 0,6742 0,7070 0,6386 0,7278 0,6992 0,8274Ba 0,0004 0,0023 0,0016 0,0048 0,0013 0,0000 0,0040 0,0016F 0,0929 0,0000 0,1823 0,0413 0,1933 0,1341 0,0723 0,0942

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,7286 0,7705 0,7303 0,7300 0,6014 0,7340 0,4196 0,6736Trioctédrique 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0378 0,0000 0,1571 0,0159MgCeladonite 0,1772 0,1453 0,1590 0,1795 0,2351 0,1745 0,1859 0,1582FeCeladonite 0,0417 0,0267 0,0559 0,0325 0,0601 0,0517 0,0614 0,0313Paragonite 0,0421 0,0422 0,0404 0,0443 0,0495 0,0355 0,1638 0,1056TWM 0,0157 0,0051 0,0118 0,0352 0,0178 0,0095 0,0148 0,0232total 1,0053 0,9899 0,9974 1,0214 1,0016 1,0053 1,0026 1,0078

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,0883 0,0975 0,2943 0,2330 0,3199 0,2429 0,1573 0,0584Trioctaédrique 0,0028 0,0090 0,0868 0,0627 0,0906 0,0846 0,0789 0,0102Céladonite 0,3223 0,2345 0,0497 0,0344 0,0250 0,0921 0,0110 0,1223Muscovite 0,5896 0,6600 0,5701 0,6782 0,5671 0,5812 0,7544 0,8136total 1,0029 1,0010 1,0010 1,0084 1,0025 1,0008 1,0017 1,0045

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriques

Si 3,3410 3,2575 3,0645 3,0095 3,0216 3,1271 3,0008 3,1132Ti 0,0040 0,0022 0,0116 0,0046 0,0082 0,0064 0,0075 0,0039Al tetr. 0,6552 0,7408 0,9244 0,9872 0,9706 0,8665 0,9926 0,8833Somme tetr. 4,0001 4,0005 4,0005 4,0012 4,0004 4,0000 4,0009 4,0003Al 2,3007 2,4789 2,8447 2,9401 2,9288 2,7295 2,9795 2,7524Al oct. 1,6455 1,7381 1,9203 1,9529 1,9582 1,8630 1,9869 1,8691Fe+Mg+Mn 0,3545 0,2619 0,0797 0,0471 0,0418 0,1370 0,0131 0,1309Somme oct. 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000alcalins 1,0000 1,0001 1,0001 1,0003 1,0001 1,0000 1,0002 1,0001

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,6590 0,7425 0,9355 0,9905 0,9784 0,8729 0,9992 0,8868Céladonite 0,3410 0,2575 0,0645 0,0095 0,0216 0,1271 0,0008 0,1132

Annexe I Phengites - Grisons

237

Echantillon Passug941 Chur941d Chur941b Tomils940 Passug941c

analyse PH1 PH2 PH4 PH5 PH5 PH2 PH3 PH7 PH3

SiO2 49,13 48,01 48,87 49,79 48,90 50,41 48,73 50,85 49,84TiO2 0,21 0,09 0,11 0,13 0,13 0,11 0,06 0,11 0,12Al2O3 32,06 33,57 32,08 31,11 32,85 33,46 32,77 28,53 33,08FeO 0,96 0,86 1,33 1,42 1,22 1,05 1,18 2,43 1,68MnO 0,00 0,01 0,07 0,00 0,02 0,00 0,02 0,07 0,00MgO 1,64 1,07 1,74 1,55 1,73 1,70 1,60 2,83 1,69CaO 0,02 0,00 0,08 0,03 0,01 0,09 0,02 0,01 0,09Na2O 0,61 0,72 0,44 0,35 0,37 0,39 0,38 0,13 0,24K2O 9,24 8,98 7,93 7,37 9,64 7,99 9,43 10,07 8,43BaO 0,14 0,00 0,10 0,26 0,18 0,29 0,05 0,15 0,20F 0,22 0,00 0,00 0,37 0,00 0,56 0,00 0,00 0,00total 94,23 93,30 92,76 92,39 95,05 96,04 94,24 95,17 95,37

Si 3,2743 3,2157 3,2778 3,3506 3,2349 3,2765 3,2430 3,3854 3,2623Ti 0,0102 0,0043 0,0057 0,0064 0,0064 0,0052 0,0029 0,0056 0,0059Al 2,5181 2,6498 2,5362 2,4679 2,5618 2,5638 2,5706 2,2388 2,5524Fe 0,0534 0,0483 0,0748 0,0800 0,0677 0,0571 0,0658 0,1350 0,0921Mn 0,0000 0,0004 0,0043 0,0000 0,0009 0,0000 0,0013 0,0041 0,0000Mg 0,1634 0,1068 0,1741 0,1556 0,1708 0,1642 0,1584 0,2804 0,1649Ca 0,0016 0,0000 0,0053 0,0025 0,0004 0,0064 0,0013 0,0007 0,0059Na 0,0784 0,0928 0,0572 0,0460 0,0467 0,0489 0,0488 0,0170 0,0305K 0,7852 0,7667 0,6781 0,6325 0,8136 0,6622 0,8002 0,8549 0,7038Ba 0,0036 0,0000 0,0025 0,0068 0,0047 0,0075 0,0013 0,0038 0,0050F 0,0466 0,0000 0,0000 0,0797 0,0000 0,1144 0,0000 0,0000 0,0000

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,3710 0,5154 0,5442 0,6542 0,4128 0,3012 0,4797 0,6966 0,7574Trioctédrique 0,1259 0,0888 0,0711 0,0000 0,1582 0,1869 0,1251 0,0000 0,0000MgCeladonite 0,3032 0,1870 0,1985 0,1805 0,2543 0,3204 0,2350 0,1779 0,1180FeCeladonite 0,0992 0,0846 0,0854 0,0928 0,1008 0,1114 0,0977 0,0856 0,0660Paragonite 0,0900 0,1080 0,0764 0,0666 0,0540 0,0668 0,0573 0,0194 0,0406TWM 0,0162 0,0046 0,0205 0,0198 0,0131 0,0243 0,0071 0,0148 0,0204total 1,0055 0,9884 0,9960 1,0140 0,9932 1,0110 1,0019 0,9943 1,0024

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,1312 0,1404 0,2569 0,3122 0,1347 0,2750 0,1485 0,1236 0,2548Trioctaédrique 0,0195 0,0253 0,0729 0,0605 0,0426 0,0669 0,0419 0,0492 0,0776Céladonite 0,1585 0,0796 0,0345 0,0540 0,1117 0,0207 0,0999 0,2718 0,0242Muscovite 0,6926 0,7547 0,6383 0,5763 0,7127 0,6421 0,7106 0,5569 0,6470total 1,0017 1,0000 1,0026 1,0031 1,0017 1,0047 1,0008 1,0015 1,0036

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,1691 3,0902 3,0317 3,0627 3,1227 3,0039 3,1170 3,3173 3,0122Ti 0,0120 0,0051 0,0085 0,0102 0,0078 0,0079 0,0035 0,0067 0,0088Al tetr. 0,8196 0,9046 0,9604 0,9290 0,8705 0,9903 0,8798 0,6768 0,9803Somme tetr. 4,0008 4,0000 4,0007 4,0020 4,0010 4,0021 4,0003 4,0008 4,0014Al 2,6341 2,8092 2,9100 2,8457 2,7361 2,9619 2,7568 2,3492 2,9460Al oct. 1,8144 1,9046 1,9496 1,9167 1,8657 1,9716 1,8770 1,6724 1,9657Fe+Mg+Mn 0,1856 0,0954 0,0504 0,0833 0,1343 0,0284 0,1230 0,3276 0,0343Somme oct. 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000 2,0000alcalins 1,0002 1,0000 1,0002 1,0005 1,0003 1,0005 1,0001 1,0002 1,0003

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,8309 0,9098 0,9683 0,9373 0,8773 0,9961 0,8830 0,6827 0,9878Céladonite 0,1691 0,0902 0,0317 0,0627 0,1227 0,0039 0,1170 0,3173 0,0122

Annexe I Phengites - unité d’Arina

238

Echantillon Sinest931c Malm936

analyse MIC1 MIC3 PH2 PH3 PH4 PH5 PH8 PH9 PH11 PH12 PH1 PH3 PH4

SiO2 48,04 49,36 49,82 49,91 50,22 48,02 50,03 49,05 45,68 45,96 48,33 49,93 50,29TiO2 0,27 0,03 0,09 0,10 0,11 0,14 0,07 0,00 0,03 0,52 0,11 0,08 0,06Al2O3 35,35 32,84 31,35 28,78 31,19 29,92 31,26 29,93 27,87 35,99 32,48 30,57 31,00FeO 1,13 1,93 3,18 2,69 2,06 4,53 1,46 2,99 2,27 1,14 1,20 1,64 1,37MnO 0,00 0,05 0,00 0,04 0,01 0,00 0,07 0,08 0,04 0,00 0,00 0,05 0,07MgO 0,87 1,39 2,75 2,75 1,96 3,00 2,64 2,04 1,81 0,80 1,70 2,25 3,11CaO 0,00 0,00 0,04 0,01 0,02 0,02 0,03 0,01 0,21 0,06 0,00 0,05 0,08Na2O 1,07 0,09 0,24 0,24 1,35 0,79 0,31 0,16 0,18 0,60 0,49 0,30 0,31K2O 9,58 10,35 9,17 10,02 8,10 8,06 9,68 9,22 9,47 9,59 9,59 9,33 8,75BaO 0,12 0,11 0,16 0,25 0,30 0,22 0,18 2,86 2,85 0,41 0,32 0,00 0,18F 0,22 0,11 0,36 0,00 0,12 0,18 0,67 0,17 0,00 0,37 0,43 0,25 0,19total 96,66 96,27 97,15 94,79 95,45 94,87 96,39 96,51 90,41 95,43 94,65 94,45 95,40

Si 3,138 3,246 3,259 3,348 3,307 3,232 3,291 3,294 3,287 3,057 3,232 3,327 3,306Ti 0,013 0,001 0,004 0,005 0,006 0,007 0,003 0,000 0,001 0,026 0,005 0,004 0,003Al 2,721 2,545 2,417 2,276 2,421 2,374 2,424 2,369 2,364 2,821 2,560 2,401 2,402Fe 0,062 0,106 0,174 0,151 0,114 0,255 0,080 0,168 0,136 0,063 0,067 0,091 0,075Mn 0,000 0,003 0,000 0,002 0,001 0,000 0,004 0,004 0,002 0,000 0,000 0,003 0,004Mg 0,085 0,137 0,268 0,275 0,192 0,301 0,259 0,204 0,194 0,079 0,170 0,223 0,305Ca 0,000 0,000 0,003 0,001 0,001 0,001 0,002 0,001 0,017 0,004 0,000 0,003 0,005Na 0,136 0,012 0,030 0,031 0,173 0,103 0,040 0,020 0,025 0,078 0,064 0,039 0,039K 0,798 0,868 0,765 0,858 0,680 0,692 0,813 0,789 0,869 0,813 0,818 0,793 0,734Ba 0,003 0,003 0,004 0,006 0,008 0,006 0,005 0,075 0,080 0,010 0,008 0,000 0,005F 0,045 0,022 0,075 0,000 0,025 0,038 0,140 0,037 0,000 0,077 0,091 0,053 0,039

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,665 0,694 0,554 0,534 0,419 0,438 0,580 0,471 0,493 0,727 0,633 0,561 0,520Trioctédrique 0,018 0,037 0,123 0,058 0,041 0,169 0,061 0,040 0,000 0,046 0,034 0,049 0,094MgCeladonite 0,089 0,141 0,165 0,233 0,203 0,134 0,231 0,209 0,225 0,055 0,176 0,238 0,258FeCeladonite 0,065 0,109 0,107 0,128 0,120 0,114 0,071 0,172 0,158 0,044 0,070 0,097 0,064Paragonite 0,145 0,013 0,037 0,034 0,200 0,128 0,046 0,023 0,024 0,085 0,071 0,046 0,050TWM 0,017 0,007 0,013 0,016 0,017 0,016 0,015 0,090 0,100 0,042 0,015 0,011 0,020total 1,000 1,003 1,000 1,002 1,001 1,000 1,004 1,004 1,001 1,000 1,000 1,003 1,004

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,062 0,117 0,198 0,105 0,138 0,197 0,141 0,114 0,009 0,094 0,110 0,165 0,217Trioctaédrique 0,018 0,037 0,123 0,058 0,041 0,169 0,061 0,040 -0,015 0,046 0,034 0,049 0,094Céladonite 0,092 0,133 0,073 0,256 0,184 0,049 0,160 0,257 0,377 0,003 0,135 0,169 0,102Muscovite 0,829 0,714 0,609 0,584 0,640 0,587 0,640 0,615 0,661 0,861 0,724 0,617 0,591total 1,001 1,001 1,002 1,002 1,003 1,002 1,002 1,025 1,032 1,005 1,003 1,001 1,003

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriques

Si 3,082 3,153 3,091 3,292 3,208 3,057 3,189 3,228 3,291 2,958 3,143 3,206 3,130Ti 0,014 0,002 0,007 0,006 0,007 0,011 0,004 0,000 0,001 0,030 0,006 0,005 0,004Al tetr. 0,904 0,846 0,903 0,703 0,787 0,934 0,808 0,788 0,722 1,014 0,852 0,789 0,867Somme tetr. 4,001 4,001 4,001 4,001 4,002 4,002 4,001 4,016 4,015 4,002 4,002 4,000 4,001Al 2,805 2,690 2,797 2,400 2,565 2,859 2,609 2,506 2,366 3,014 2,697 2,573 2,722Al oct. 1,901 1,844 1,894 1,697 1,778 1,925 1,801 1,717 1,643 2,000 1,845 1,784 1,854Fe+Mg+Mn 0,099 0,156 0,106 0,303 0,222 0,075 0,199 0,283 0,357 0,000 0,155 0,216 0,146Somme oct. 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000alcalins 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,004 1,004 1,001 1,000 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,918 0,847 0,909 0,708 0,792 0,943 0,811 0,772 0,709 1,042 0,857 0,794 0,870Céladonite 0,082 0,153 0,091 0,292 0,208 0,057 0,189 0,228 0,291 -0,042 0,143 0,206 0,130


239

Echantillon INN931 V.Tsche931

analyse PH5 PH7 PH8 PH13 PH14 PH17 PH23 PH15 PH16 PH17 PH19 PH21 PH23 PH24

SiO2 48,30 50,29 50,65 52,36 49,28 48,49 47,77 48,29 46,94 45,52 49,41 46,59 50,92 49,15TiO2 0,63 0,05 0,07 0,10 0,34 0,74 0,08 0,15 0,37 0,19 0,08 0,69 0,26 0,08Al2O3 31,61 28,94 28,99 29,10 33,47 32,89 33,56 29,72 33,63 34,01 30,73 32,87 24,40 25,06FeO 1,44 1,43 1,04 1,55 1,47 1,65 0,68 1,51 1,18 2,35 1,12 1,48 3,82 4,90MnO 0,05 0,00 0,02 0,00 0,02 0,04 0,00 0,01 0,00 0,03 0,00 0,02 0,00 0,00MgO 1,62 3,08 3,02 3,49 2,03 1,94 1,52 2,32 1,38 0,83 2,28 1,47 3,53 3,01CaO 0,00 0,00 0,01 0,04 0,00 0,03 0,24 0,02 0,03 0,02 0,00 0,02 0,14 0,00Na2O 0,93 0,35 0,25 0,16 0,22 0,56 0,41 0,71 1,04 1,11 0,27 1,11 0,06 0,07K2O 9,30 9,86 10,30 8,12 8,79 7,96 8,57 10,08 9,76 9,69 10,72 9,76 11,28 11,20BaO 0,21 0,30 0,33 0,22 0,25 0,16 0,12 0,41 0,25 0,09 0,00 0,09 0,25 0,31F 0,00 0,13 0,38 0,19 0,00 0,93 0,84 0,32 0,32 0,21 0,05 0,00 0,11 0,00total 94,08 94,42 95,06 95,32 95,87 95,38 93,78 93,52 94,88 94,07 94,67 94,09 94,78 93,78

Si 3,240 3,366 3,376 3,423 3,218 3,208 3,204 3,292 3,143 3,091 3,300 3,142 3,472 3,408Ti 0,032 0,002 0,003 0,005 0,017 0,037 0,004 0,008 0,019 0,010 0,004 0,035 0,013 0,004Al 2,499 2,283 2,279 2,242 2,576 2,565 2,654 2,388 2,654 2,722 2,419 2,612 1,961 2,048Fe 0,081 0,080 0,058 0,085 0,081 0,091 0,038 0,086 0,066 0,134 0,063 0,084 0,218 0,284Mn 0,003 0,000 0,001 0,000 0,001 0,002 0,000 0,001 0,000 0,002 0,000 0,001 0,000 0,000Mg 0,162 0,307 0,300 0,339 0,198 0,191 0,152 0,236 0,137 0,084 0,227 0,148 0,359 0,312Ca 0,000 0,000 0,001 0,003 0,000 0,002 0,017 0,001 0,002 0,001 0,000 0,001 0,010 0,000Na 0,121 0,046 0,032 0,021 0,028 0,072 0,053 0,094 0,135 0,147 0,035 0,145 0,008 0,010K 0,796 0,842 0,876 0,677 0,732 0,672 0,733 0,876 0,833 0,840 0,913 0,839 0,981 0,990Ba 0,005 0,008 0,008 0,006 0,006 0,004 0,003 0,011 0,007 0,003 0,000 0,003 0,007 0,008F 0,000 0,027 0,080 0,039 0,000 0,194 0,179 0,068 0,067 0,045 0,011 0,000 0,023 0,000

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,539 0,522 0,544 0,421 0,604 0,512 0,623 0,564 0,646 0,693 0,642 0,613 0,437 0,502Trioctédrique 0,016 0,039 0,018 0,094 0,091 0,094 0,052 0,010 0,019 0,042 0,013 0,021 0,023 0,056MgCeladonite 0,185 0,299 0,326 0,352 0,173 0,171 0,186 0,229 0,115 0,040 0,238 0,115 0,312 0,220FeCeladonite 0,092 0,078 0,063 0,088 0,070 0,082 0,047 0,083 0,055 0,064 0,066 0,065 0,190 0,201Paragonite 0,131 0,051 0,035 0,029 0,037 0,096 0,064 0,095 0,138 0,148 0,037 0,146 0,007 0,010TWM 0,040 0,011 0,015 0,017 0,026 0,047 0,028 0,021 0,027 0,016 0,004 0,040 0,030 0,012total 1,003 1,000 1,001 1,000 1,001 1,002 0,999 1,001 1,000 1,002 1,000 1,001 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,078 0,105 0,083 0,294 0,234 0,250 0,194 0,018 0,024 0,010 0,052 0,012 -0,006 -0,008Trioctaédrique 0,016 0,039 0,018 0,094 0,091 0,094 0,052 0,010 0,019 0,042 0,013 0,021 0,023 0,056Céladonite 0,199 0,271 0,306 0,143 0,008 0,001 0,034 0,294 0,146 0,095 0,252 0,168 0,508 0,429Muscovite 0,710 0,588 0,596 0,473 0,670 0,656 0,726 0,683 0,814 0,855 0,683 0,799 0,481 0,527total 1,002 1,003 1,003 1,003 1,002 1,002 1,007 1,004 1,003 1,001 1,000 1,001 1,006 1,003

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,179 3,306 3,328 3,213 2,978 2,937 3,014 3,284 3,126 3,086 3,265 3,134 3,487 3,439Ti 0,035 0,003 0,004 0,008 0,025 0,056 0,006 0,008 0,019 0,010 0,004 0,036 0,014 0,004Al tetr. 0,787 0,693 0,670 0,781 0,999 1,008 0,981 0,711 0,856 0,904 0,731 0,830 0,500 0,559Somme tetr. 4,001 4,002 4,002 4,002 4,002 4,001 4,001 4,002 4,001 4,000 4,000 4,000 4,001 4,002Al 2,569 2,378 2,332 2,551 2,990 3,008 2,937 2,411 2,705 2,806 2,462 2,657 1,985 2,110Al oct. 1,782 1,686 1,662 1,769 1,991 2,000 1,956 1,701 1,849 1,901 1,731 1,827 1,484 1,552Fe+Mg+Mn 0,218 0,314 0,338 0,231 0,009 0,000 0,044 0,299 0,151 0,099 0,269 0,173 0,516 0,448Somme oct. 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000alcalins 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,001 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse recalculée

Muscovite 0,821 0,694 0,672 0,787 1,022 1,063 0,986 0,716 0,874 0,914 0,735 0,866 0,513 0,561Céladonite 0,179 0,306 0,328 0,213 -0,022 -0,063 0,014 0,284 0,126 0,086 0,265 0,134 0,487 0,439


240

Echantillon Cha933 V.Saro932

analyse PH9 PH15 PH6 PH6B PH8 PH9 PH10 PH11 PH13 PH29 PH8 PH25 PH27




Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,214 0,240 -0,007 0,005 0,060 0,041 0,023 0,004 0,018 0,262 0,097 0,027 0,025Trioctaédrique 0,057 0,057 -0,002 0,019 0,048 0,039 0,013 0,034 0,023 0,071 0,048 0,046 0,043Céladonite 0,133 0,024 0,095 0,126 0,132 0,176 0,131 0,151 0,105 0,074 0,229 0,513 0,517Muscovite 0,598 0,679 0,917 0,855 0,762 0,743 0,836 0,813 0,855 0,597 0,631 0,418 0,417total 1,001 1,000 1,003 1,004 1,002 1,000 1,003 1,001 1,001 1,004 1,005 1,004 1,002

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,160 3,030 3,046 3,081 3,117 3,180 3,102 3,138 3,086 3,086 3,249 3,532 3,537Ti 0,017 0,002 0,039 0,036 0,023 0,012 0,025 0,015 0,019 0,005 0,003 0,011 0,012Al tetr. 0,823 0,968 0,916 0,884 0,861 0,808 0,874 0,848 0,895 0,909 0,750 0,458 0,452Somme tetr. 4,001 4,000 4,001 4,002 4,002 4,000 4,002 4,001 4,000 4,000 4,003 4,002 4,001Al 2,642 2,933 2,824 2,757 2,716 2,617 2,740 2,692 2,786 2,798 2,486 1,907 1,898Al oct. 1,819 1,966 1,908 1,873 1,855 1,808 1,867 1,844 1,891 1,889 1,736 1,449 1,446Fe+Mg+Mn 0,181 0,034 0,092 0,127 0,145 0,192 0,133 0,156 0,109 0,111 0,264 0,551 0,554Somme oct. 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000alcalins 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,001 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,840 0,970 0,954 0,919 0,883 0,820 0,898 0,862 0,914 0,914 0,751 0,468 0,463Céladonite 0,160 0,030 0,046 0,081 0,117 0,180 0,102 0,138 0,086 0,086 0,249 0,532 0,537


241

Echantillon Malm936 Samp9316 Sinest931c Samp9315 V.Tsche934b

analyse PH7 PH14 PH15 PH16 PH17 PH22 PH23 PH24 PH25 PH27 PH9 PH10 PH1




Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,328 0,331 0,277 0,244 0,096 0,157 0,101 0,146 0,254 0,132 0,114 0,050 0,144Trioctaédrique 0,077 0,093 0,095 0,087 0,042 0,061 0,042 0,048 0,088 0,054 0,037 0,021 0,065Céladonite 0,057 0,013 0,004 0,066 0,293 0,157 0,178 0,153 0,036 0,133 0,183 0,233 0,161Muscovite 0,541 0,567 0,627 0,608 0,571 0,679 0,724 0,699 0,652 0,725 0,669 0,698 0,633total 1,004 1,003 1,002 1,005 1,003 1,053 1,045 1,046 1,029 1,044 1,004 1,002 1,004



Muscovite 1,016 1,006 1,013 0,931 0,688 0,981 0,929 0,957 1,063 0,976 0,804 0,762 0,821Céladonite -0,016 -0,006 -0,013 0,069 0,312 0,019 0,071 0,043 -0,063 0,024 0,196 0,238 0,179


242

Echantillon V.Tsche934 AlpTea932

analyse PH2 PH3 PH4 PH5 PH6 PH7 PH8 PH9 PH10 PH11 PH13 PH28








243

Echantillon Malm934 Malm931 Bara933 Bara934







Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 1,005 0,871 0,967 0,837 0,949 0,856 0,986 0,881 0,780 0,686 0,788 0,987 0,991Céladonite -0,005 0,129 0,033 0,163 0,051 0,144 0,014 0,119 0,220 0,314 0,212 0,013 0,009


244

Echantillon V.Saro934 Fiss944a

analyse PH11 PH13 PH15 PH16 PH17 PH18 PH19 PH20 PH22 PH23 PH2 PH5B






Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,831 0,791 0,733 0,777 0,794 0,709 0,712 0,774 0,815 0,744 1,037 0,872Céladonite 0,169 0,209 0,267 0,223 0,206 0,291 0,288 0,226 0,185 0,256 -0,037 0,128


245

Echantillon V.Saro931 Radul941








Muscovite 0,719 0,721 0,704 0,823 0,756 0,772 0,755 0,664 0,734 0,817 0,853 0,954 0,873Céladonite 0,281 0,279 0,296 0,177 0,244 0,228 0,245 0,336 0,266 0,183 0,147 0,046 0,127


246

Echantillon Cha931 Dro931 Trida935





Décomposition à partir de l’analyse initialeyrophyllite 0,278 0,142 0,153 0,189 0,180 0,249 0,171 0,123 0,305 0,156 0,152 0,366 0,258Trioctaédrique 0,076 0,060 0,084 0,061 0,058 0,067 0,073 0,005 0,120 0,040 0,068 0,158 0,060Céladonite 0,048 0,213 0,208 0,160 0,037 0,010 0,097 0,326 0,003 0,138 0,047 0,075 0,038Muscovite 0,603 0,585 0,557 0,602 0,729 0,677 0,668 0,578 0,576 0,668 0,743 0,404 0,648total 1,004 1,001 1,002 1,011 1,005 1,004 1,008 1,032 1,004 1,003 1,010 1,002 1,004


Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,944 0,742 0,739 0,840 0,972 1,004 0,910 0,741 1,022 0,839 0,984 0,861 0,974Céladonite 0,056 0,258 0,261 0,160 0,028 -0,004 0,090 0,259 -0,022 0,161 0,016 0,139 0,026


247

Echantillon Nau948 Sinest943

analyse PH4 PH5 PH6 PH8 PH9 PH1 PH2 PH6 PH8 PH9

SiO2 49,35 47,06 51,12 46,69 47,33 48,95 49,38 52,89 53,20 46,35TiO2 0,18 0,50 0,06 0,68 0,52 0,04 0,07 0,06 0,13 0,05Al2O3 29,83 34,82 28,37 34,70 35,68 32,79 31,86 27,85 27,25 36,38FeO 1,96 1,52 2,12 1,68 0,94 1,58 1,27 1,35 1,58 0,79MnO 0,05 0,05 0,00 0,05 0,00 0,04 0,00 0,00 0,01 0,01MgO 2,57 1,25 3,28 1,04 0,96 1,68 1,93 3,94 3,74 0,53CaO 0,04 0,05 0,01 0,02 0,01 0,05 0,09 0,05 0,09 0,03Na2O 0,18 0,67 0,19 0,52 0,79 0,92 0,33 0,08 0,06 0,39K2O 9,32 8,95 9,79 9,55 9,32 9,92 10,76 9,50 8,27 10,55BaO 0,18 0,62 0,20 0,33 0,35 0,05 0,17 0,11 0,00 0,12F 0,05 0,10 0,24 0,20 0,00 0,53 0,00 0,00 0,11 0,22total 93,69 95,58 95,38 95,45 95,89 96,53 95,87 95,84 94,43 95,42

Si 3,321 3,114 3,394 3,103 3,107 3,223 3,262 3,456 3,502 3,077Ti 0,009 0,025 0,003 0,034 0,025 0,002 0,004 0,003 0,006 0,002Al 2,367 2,715 2,220 2,719 2,760 2,545 2,481 2,145 2,114 2,846Fe 0,110 0,084 0,118 0,094 0,052 0,087 0,070 0,074 0,087 0,044Mn 0,003 0,003 0,000 0,003 0,000 0,002 0,000 0,000 0,001 0,000Mg 0,258 0,123 0,324 0,103 0,094 0,165 0,190 0,384 0,367 0,052Ca 0,003 0,003 0,001 0,001 0,000 0,003 0,006 0,004 0,006 0,002Na 0,023 0,086 0,024 0,067 0,100 0,118 0,042 0,010 0,008 0,050K 0,800 0,756 0,829 0,809 0,780 0,834 0,907 0,792 0,694 0,893Ba 0,005 0,016 0,005 0,009 0,009 0,001 0,004 0,003 0,000 0,003F 0,010 0,020 0,051 0,041 0,000 0,109 0,000 0,000 0,023 0,047

Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,547 0,629 0,498 0,676 0,671 0,619 0,656 0,449 0,379 0,834Trioctédrique 0,067 0,064 0,060 0,056 0,038 0,023 0,008 0,061 0,077 0,021MgCeladonite 0,238 0,096 0,296 0,078 0,092 0,150 0,203 0,391 0,418 0,046FeCeladonite 0,102 0,065 0,108 0,070 0,051 0,079 0,075 0,075 0,099 0,038Paragonite 0,028 0,099 0,028 0,075 0,113 0,123 0,044 0,012 0,011 0,052TWM 0,021 0,050 0,010 0,047 0,036 0,009 0,015 0,011 0,016 0,008total 1,002 1,002 1,000 1,003 1,000 1,002 1,000 1,000 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,169 0,139 0,141 0,114 0,110 0,044 0,040 0,192 0,291 0,052Trioctaédrique 0,067 0,064 0,060 0,056 0,038 0,023 0,008 0,061 0,077 0,021Céladonite 0,168 0,019 0,262 0,033 0,032 0,185 0,237 0,274 0,223 0,032Muscovite 0,597 0,785 0,539 0,801 0,824 0,749 0,719 0,475 0,410 0,896total 1,003 1,007 1,002 1,003 1,003 1,002 1,004 1,002 1,002 1,002

Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,200 2,971 3,318 2,988 2,998 3,191 3,234 3,354 3,334 3,027Ti 0,012 0,031 0,004 0,041 0,030 0,002 0,004 0,004 0,010 0,003Al tetr. 0,789 1,001 0,679 0,973 0,974 0,807 0,763 0,642 0,656 0,971Somme tetr. 4,001 4,004 4,001 4,002 4,002 4,000 4,001 4,001 4,000 4,001Al 2,570 2,983 2,352 2,936 2,940 2,609 2,515 2,277 2,302 2,938Al oct. 1,781 1,981 1,673 1,963 1,966 1,802 1,753 1,634 1,646 1,966Fe+Mg+Mn 0,219 0,019 0,327 0,037 0,034 0,198 0,247 0,366 0,354 0,034Somme oct. 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000alcalins 1,000 1,001 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000

Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,800 1,029 0,682 1,012 1,002 0,809 0,766 0,646 0,666 0,973Céladonite 0,200 -0,029 0,318 -0,012 -0,002 0,191 0,234 0,354 0,334 0,027

Annexe I Phengites riches en barium - unité d’Arina

248

Echantillon Samp9315

analyse PH9 PH10 PH22 PH23 PH24 PH25 PH27

SiO2 49,05 50,02 45,10 45,43 45,22 46,89 45,09TiO2 0,00 0,02 0,07 0,00 0,00 0,00 0,00Al2O3 29,93 25,65 31,18 31,80 31,43 32,14 32,08FeO 2,99 5,61 2,83 2,56 2,48 2,29 2,54MnO 0,08 0,03 0,05 0,05 0,07 0,05 0,04MgO 2,04 2,10 1,64 1,49 1,42 1,62 1,39CaO 0,01 0,04 0,16 0,16 0,00 0,02 0,01Na2O 0,16 0,06 0,11 0,17 0,16 0,17 0,18K2O 9,22 10,02 7,51 8,39 7,78 7,29 8,03BaO 2,86 1,46 5,38 4,56 5,04 3,23 4,84F 0,17 0,53 0,27 0,11 0,16 0,22 0,16total 96,51 95,53 94,29 94,72 93,78 93,93 94,38

Si 3,294 3,432 3,151 3,144 3,161 3,202 3,132Ti 0,000 0,001 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000Al 2,369 2,074 2,568 2,593 2,590 2,587 2,627Fe 0,168 0,322 0,165 0,148 0,145 0,131 0,148Mn 0,004 0,002 0,003 0,003 0,004 0,003 0,003Mg 0,204 0,214 0,171 0,154 0,148 0,165 0,144Ca 0,001 0,003 0,012 0,012 0,000 0,002 0,001Na 0,020 0,009 0,015 0,023 0,022 0,023 0,024K 0,789 0,877 0,669 0,740 0,694 0,635 0,712Ba 0,075 0,039 0,147 0,124 0,138 0,086 0,132F 0,037 0,114 0,058 0,023 0,035 0,048 0,035

Annexe I

249

Paragonite - unité d’Arina

Echantillon Dro931 Fot939 V.Saro934

analyse PAR1 PAR3 PAR1 PAR1

SiO2 49,78 48,37 47,15 47,59TiO2 0,58 0,03 0,02 0,00Al2O3 37,34 37,79 39,25 37,43FeO 0,41 0,34 0,08 0,52MnO 0,01 0,01 0,00 0,06MgO 0,79 0,76 0,16 0,55CaO 0,14 0,15 0,46 0,01Na2O 3,47 3,33 5,66 5,85K2O 3,11 2,45 1,06 1,99BaO 0,09 0,00 0,21 0,30F 0,00 0,00 0,31 0,00total 95,74 93,24 94,37 94,30

Si 3,120 3,102 3,025 3,084Ti 0,027 0,002 0,001 0,000Al 2,758 2,856 2,968 2,859Fe 0,022 0,018 0,004 0,028Mn 0,001 0,001 0,000 0,003Mg 0,074 0,073 0,016 0,053Ca 0,009 0,011 0,032 0,001Na 0,422 0,414 0,705 0,735K 0,498 0,401 0,174 0,164Ba 0,002 0,000 0,005 0,008F 0,000 0,000 0,062 0,000

Annexe I Chlorites - unité du Mundin

250

Ech

anti

llon

Alp

Tea

938a

Fot

934

Alp

et94

4Sa

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35M

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H15

CP

7/P

H17

CP

7/P

H11

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12/P

H14

ph

15

ph

16

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9C

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1C

LF

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CH

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11C

H12

CH

14C

H15

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225

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MnO

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0,60

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0,22

0,23

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,94

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0,03

0,02

0,02

0,18

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0,09

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0,00

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030,

020,

080,

050,

060,

250,

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010,

330,

140,

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060,

060,

050,

00K

2O0,

060,

060,

020,

230,

080,

090,

410,

060,

091,

070,

750,

010,

020,

070,

010,

09B

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080,

040,

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060,

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190,

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Annexe I Chlorites - unité d’Arina

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0,01

0,05

0,00

0,02

0,01

0,01

0,02

0,00

0,07

0,10

0,04

0,14

0,41

Na2

O0,

040,

040,

050,

000,

010,

030,

010,

000,

000,

050,

030,

010,

040,

00K

2O0,

030,

000,

030,

030,

020,

060,

170,

020,

020,

710,

090,

320,

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05B

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090,

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100,

18F

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0,15

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0,04

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0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,36

0,63

0,00

tota

l85

,30

86,3

884

,95

85,5

685

,81

86,7

886

,88

86,3

086

,27

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485

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,37

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4

Si

2,80

32,

766

2,79

52,

756

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2,83

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33,

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2,87

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2,93

22,

860

Ti

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Al

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2,03

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183

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51,

472

1,57

21,

322

1,43

6M

n0,

034

0,03

50,

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90,

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0,03

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20,

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174

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276

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4C

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013

0,05

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206

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0

XM

g0,

568

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70,

560

0,56

10,

572

0,53

60,

552

0,56

30,

542

0,57

70,

683

0,65

00,

713

0,67

8

Annexe I Chlorites - unité du Mundin - roches basiques

264

Echantillon Mundin941c Engd931b Saro944b

minx associés glc amph/sti CZ2analyses CHL1 CH7 CH8 CH8

SiO2 27,00 26,75 27,18 26,93TiO2 0,03 0,01 0,03 0,03Al2O3 18,29 17,97 18,12 18,73FeO 24,54 23,15 20,57 25,66MnO 0,41 1,35 0,40 0,25MgO 14,76 16,57 18,52 15,67CaO 0,32 0,27 0,17 0,10Na2O 0,00 0,01 0,01 0,00K2O 0,06 0,00 0,02 0,11BaO 0,00 0,00 0,14 0,00F 0,00 0,00 0,58 0,85total 85,40 86,10 85,73 88,33

Si 2,917 2,863 2,886 2,851Ti 0,002 0,001 0,002 0,002Al 2,328 2,267 2,268 2,338Fe 2,217 2,072 1,826 2,272Mn 0,037 0,122 0,036 0,022Mg 2,376 2,644 2,931 2,473Ca 0,037 0,031 0,020 0,011Na 0,000 0,002 0,001 0,001K 0,008 0,000 0,002 0,015Ba 0,000 0,000 0,006 0,000F 0,000 0,000 0,193 0,285

XMg 0,517 0,561 0,616 0,521

Annexe I

265

Pumpellyite - pelites

Echantillon Inn931analyse 2 3 4 5 6 7 8 9 10

SiO2 35,74 36,45 36,06 36,50 36,27 35,99 36,71 36,46 36,86TiO2 0,00 0,06 0,06 0,09 0,00 0,06 0,11 0,03 0,06Al2O3 24,97 24,90 25,70 25,76 25,41 24,58 25,47 25,40 25,43FeO 1,75 1,55 1,82 1,87 1,88 1,73 1,74 1,66 1,55MnO 0,84 0,69 1,38 1,32 0,94 0,94 0,89 0,92 1,33MgO 3,85 4,08 3,70 3,57 3,87 4,13 3,73 3,69 3,79CaO 21,18 21,31 21,34 21,08 20,99 20,32 21,33 21,05 20,29Na2O 0,07 0,08 0,05 0,12 0,09 0,06 0,09 0,08 0,09K2O 0,06 0,01 0,00 0,03 0,00 0,01 0,03 0,04 0,03BaO 0,00 0,13 0,22 0,16 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00F 0,55 0,96 0,14 0,62 0,14 0,57 1,00 1,50 0,50total 89,03 90,21 90,47 91,11 89,60 88,40 91,09 90,89 89,93

Si 2,978 3,011 2,954 2,985 2,991 3,021 3,008 3,011 3,043Ti 0,000 0,003 0,004 0,006 0,000 0,004 0,007 0,002 0,004Al 2,453 2,424 2,481 2,483 2,469 2,431 2,459 2,472 2,474Fe2+ 0,122 0,107 0,125 0,128 0,130 0,122 0,119 0,114 0,107Mn 0,060 0,048 0,096 0,091 0,065 0,067 0,062 0,065 0,093Mg 0,479 0,502 0,452 0,435 0,476 0,516 0,455 0,455 0,466Ca 1,891 1,886 1,873 1,846 1,855 1,827 1,872 1,862 1,794Na 0,012 0,013 0,007 0,019 0,014 0,010 0,014 0,013 0,015K 0,006 0,001 0,000 0,003 0,000 0,001 0,003 0,005 0,003Ba 0,000 0,004 0,007 0,005 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000F 0,146 0,252 0,036 0,161 0,037 0,152 0,259 0,392 0,131

XMg 0,80 0,82 0,78 0,77 0,79 0,81 0,79 0,80 0,81Al sur M2 0,45 0,42 0,48 0,48 0,47 0,43 0,46 0,47 0,47Σ octaèdrique 3,11 3,08 3,16 3,14 3,14 3,14 3,10 3,11 3,14Σ sur M4 1,91 1,90 1,89 1,87 1,87 1,84 1,89 1,88 1,81

Annexe I Pumpellyite - roches basiques

266

Echantillon Mund945banalyse 17 19 24 25 26 27

SiO2 35,82 35,95 36,14 35,85 36,69 34,27TiO2 0,10 0,11 0,04 0,08 0,59 0,00Al2O3 21,92 21,15 23,85 23,69 24,29 22,11FeO 7,98 9,24 5,64 11,55 10,88 9,94MnO 0,11 0,12 1,55 0,01 0,09 0,62MgO 2,41 2,16 2,70 0,00 0,02 4,19CaO 21,71 22,04 21,83 23,00 23,54 18,05Na2O 0,02 0,04 0,08 0,02 0,00 0,14K2O 0,00 0,00 0,00 0,67 0,00 0,00BaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00F 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00total 90,06 90,80 91,83 94,88 96,09 89,31

Si 3,004 3,005 2,954 2,896 2,930 2,886Ti 0,006 0,007 0,002 0,005 0,035 0,000Al 2,166 2,084 2,297 2,255 2,286 2,194Fe2+ 0,560 0,646 0,385 0,780 0,727 0,700Mn 0,008 0,008 0,107 0,001 0,006 0,044Mg 0,301 0,269 0,329 0,000 0,002 0,525Ca 1,951 1,975 1,912 1,991 2,014 1,628Na 0,004 0,006 0,013 0,004 0,000 0,023K 0,000 0,000 0,000 0,069 0,000 0,000Ba 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000F 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

XMg 0,35 0,29 0,46 0,00 0,00 0,43Al sur M2 0,17 0,08 0,30 0,26 0,29 0,19Σ octaèdrique 3,04 3,01 3,12 3,04 3,06 3,46Σ sur M4 1,95 1,98 1,93 2,06 2,01 1,65

Annexe I Calcite - unité du Mundin

267

Ech

anti

llon

Fot

933

Eng

d931

5

anal

yse

n°C

A1

CA

2C

A3

CA

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CA

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CA

6C

A7

CA

8C

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CA

10C

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CA

11C

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CA

14C

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,18

60,2

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,08

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60,6

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,04

59,2

159

,82

59,0

058

,11

60,6

859

,70

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760

,85

60,4

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,11

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000,

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0,03

0,00

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0,01

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0,03

0,03

0,03

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0,04

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,98

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039

,61

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340

,42

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,66

40,1

440

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339

,17

40,2

139

,45

39,0

639

,32

40,5

940

,64

tota

l99

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

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,99

99,9

999

,99

99,9

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,99

99,9

999

,99

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99,9

999

,99

99,9

999

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126

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71,

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11,

114

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107

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104

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001

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00,

001

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001

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A31

CA

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A33

CA

34

CaO

58,1

859

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268

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999

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

100,

0099

,99

99,9

9

Ca

1,08

91,

085

1,06

81,

094

1,07

91,

115

1,09

20,

948

1,06

41,

092

1,11

51,

070

0,80

81,

034

0,87

61,

111

0,94

21,

098

1,08

61,

109

Mg

0,01

20,

000

0,01

50,

000

0,00

90,

000

0,00

40,

006

0,00

90,

001

0,00

00,

001

0,00

00,

005

0,01

00,

000

0,00

70,

000

0,00

00,

000

Sr0,

002

0,00

30,

001

0,00

20,

002

0,00

20,

002

0,00

10,

002

0,00

20,

002

0,00

40,

004

0,00

10,

001

0,00

40,

003

0,00

40,

005

0,00

4Fe

0,01

80,

005

0,02

30,

002

0,01

70,

003

0,01

30,

011

0,01

70,

005

0,00

60,

005

0,00

10,

012

0,01

00,

001

0,00

90,

002

0,00

20,

001

Si0,

001

0,00

00,

001

0,00

10,

001

0,00

10,

000

0,00

00,

002

0,00

20,

001

0,00

20,

000

0,00

10,

001

0,00

00,

001

0,00

10,

001

0,00

0C

0,93

90,

953

0,94

60,

951

0,94

60,

939

0,94

41,

016

0,95

20,

948

0,93

80,

958

1,09

30,

974

1,05

00,

942

1,01

80,

947

0,95

30,

943

Annexe I Calcite - unité d’Arina

270

Ech

anti

llon

Mar

t931

Sam

p931

3

anal

yse

n°C

A91

CA

92C

A93

CA

94C

A95

CA

96C

A97

CA

98C

A99

C10

0C

100

C10

1C

102

D02

*C

103

C10

4C

105

C10

5

CaO

57,2

257

,42

58,0

058

,57

60,4

657

,52

58,1

958

,25

57,8

855

,54

53,8

057

,14

57,3

830

,02

56,8

455

,40

52,4

450

,49

MgO

0,42

0,61

0,22

0,22

0,20

0,19

0,51

0,05

0,22

0,58

0,52

0,53

0,05

17,3

90,

390,

000,

150,

00Sr

O0,

090,

040,

170,

140,

130,

290,

110,

180,

130,

070,

050,

200,

180,

020,

180,

220,

150,

21Fe

O0,

450,

670,

410,

480,

410,

390,

630,

190,

501,

751,

451,

330,

485,

181,

150,

320,

550,

08Si

O2

0,37

0,18

0,08

0,20

0,08

0,04

0,05

0,62

0,07

0,28

0,03

0,03

0,68

4,08

0,00

0,11

0,03

0,03

MnO

41,4

441

,07

41,1

140

,38

38,7

141

,56

40,5

140

,71

41,1

941

,78

44,1

440

,76

41,2

343

,29

41,4

343

,95

46,6

749

,19

Tota

l99

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

99,9

910

0,00

99,9

999

,99

99,9

999

,99

99,9

999

,99

99,9

9

Ca

1,04

41,

052

1,06

31,

081

1,13

41,

051

1,07

31,

069

1,06

01,

011

0,95

91,

052

1,04

80,

511

1,04

00,

989

0,91

40,

860

Mg

0,01

10,

015

0,00

60,

006

0,00

50,

005

0,01

30,

001

0,00

60,

015

0,01

30,

014

0,00

10,

412

0,01

00,

000

0,00

40,

000

Sr0,

001

0,00

00,

002

0,00

10,

001

0,00

30,

001

0,00

20,

001

0,00

10,

000

0,00

20,

002

0,00

00,

002

0,00

20,

001

0,00

2Fe

0,00

60,

010

0,00

60,

007

0,00

60,

006

0,00

90,

003

0,00

70,

025

0,02

00,

019

0,00

70,

069

0,01

60,

004

0,00

70,

001

Si0,

006

0,00

30,

001

0,00

30,

001

0,00

10,

001

0,01

10,

001

0,00

50,

000

0,00

10,

012

0,06

50,

000

0,00

20,

000

0,00

0C

0,96

30,

958

0,96

00,

949

0,92

50,

967

0,95

10,

952

0,96

10,

970

1,00

30,

956

0,95

90,

939

0,96

61,

000

1,03

61,

068

271

272

Annexe II

273

ANNEXE II :

minéralogie des différentsfaciès métamorphiques

274

Annexe II

Annexe II

275

SCHISTES VERTSSchistes verts de bas degré

LC And UC LC And UCMinéralogie volume % Minéralogie volume %albite - - 36,03 albite 20,60 27,96 -calcite - - 1,58 calcite 1,57 1,58 -chlorite - - 27,03 chlorite 56,27 38,02 -ilménite - - 0,23 ilménite 0,36 0,31 -K-feldspath - - 13,58 muscovite 3,21 15,56 -muscovite - - 15,86 quartz 3,61 3,93 -quartz - - 5,69 zoisite 14,39 12,64 -

densité - - 2,76 densité 2,94 2,91 -Schistes verts de haut degré

LC And UC LC And UCMinéralogie volume % Minéralogie volume %albite - 7,56 - albite 16,38 26,17 -calcite - 0,82 - phlogopite 3,17 18,11 -ilménite - 0,23 - zoisite 20,59 30,84 -muscovite - 11,45 - chlorite 23,49 11,31 -paragonite - 24,06 - quartz 1,44 2,80 -quartz - 1,98 - trémolite 34,64 10,47 -trémolite - 53,89 - ilménite 0,29 0,29 -

densité - 2,91 - densité 3,00 3,01 -albite 2,14 15,39 - albite - - 37,70ilménite 0,23 0,22 - calcite - - 1,19muscovite 2,05 11,07 - ilménite - - 0,24paragonite 20,32 8,33 - muscovite - - 20,41quartz 0,61 1,18 - biotite - - 27,19trémolite 69,15 52,11 - quartz - - 6,43zoisite 5,50 11,70 - zoisite - - 6,85

densité 2,97 2,94 - densité - - 2,84

276

Annexe II

AMPHIBOLITEA : amphibolite à plagioclase (BP) AEA: amphibolite à albite-épidote (HP)

LC And UC LC And UCMinéralogie volume % Minéralogie volume %albite - 22.30 27.86 albite 13.02 23.47 -anorthite - 14.56 5.76 biotite 2.52 16.24 -biotite - 9.71 2.36 hornblende 79.85 36.47 -hornblende - 49.11 44.77 ilménite 0.23 0.26 -ilménite - 0.25 0.18 quartz 0.56 2.16 -K-feldspath - 2.55 16.24 sillimanite 1.26 0.86 -quartz - 1.53 2.83 zoisite 2.58 20.53 -

densité - 2.90 2.83 densité 3.00 3.01 -albite - 19.33 26.86 albite - - 31.33anorthite - 7.43 4.15 biotite - - 13.15hornblende - 63.82 48.91 hornblende - - 23.85ilménite - 0.22 0.17 ilménite - - 0.20K-feldspath - 3.14 15.91 K-feldspath - - 13.59muscovite - 5.08 1.37 quartz - - 3.91quartz - 0.98 2.63 zoisite - - 13.97

densité - 2.93 2.84 densité - - 2.88albite 12.62 19.65 26.98 albite - 19.99 -anorthite 0.81 7.55 4.17 biotite - 4.23 -hornblende 83.61 64.87 49.12 hornblende - 55.31 -ilménite 0.22 0.22 0.17 ilménite - 0.22 -K-feldspath 1.09 6.05 16.74 muscovite - 7.73 -quartz 0.38 0.88 2.61 quartz - 1.42 -sillimanite 1.27 0.78 0.21 zoisite - 11.10 -

densité 2.99 2.92 2.84 densité - 2.98 -albite 13.07 - - albite 13.56 - -anorthite 2.40 - - grenat 4.93 - -biotite 2.53 - - hornblende 73.19 - -hornblende 80.16 - - ilménite 0.24 - -ilménite 0.23 - - muscovite 2.12 - -quartz 0.53 - - quartz 0.63 - -sillimanite 1.08 - - zoisite 5.33 - -

densité 2.99 - - densité 3.04 - -albite 14.03 - - albite 13.99 21.55 27.87anorthite 5.94 - - grenat 6.55 6.55 2.38biotite 2.72 - - hornblende 70.54 48.98 42.69grenat 4.06 - - ilménite 0.25 0.24 0.18hornblende 72.34 - - K-feldspath 1.21 6.64 17.29ilménite 0.25 - - quartz 0.65 1.28 2.83quartz 0.67 - - zoisite 6.81 14.77 6.77

densité 3.01 - - densité 3.06 3.03 2.88albite 13.73 20.68 27.34 albite 14.36 25.08 -anorthite 4.87 10.32 4.84 biotite 2.78 17.36 -grenat 4.82 2.88 0.74 grenat 6.16 4.09 -hornblende 74.62 58.52 47.28 hornblende 67.29 25.14 -ilménite 0.24 0.23 0.17 ilménite 0.25 0.28 -K-feldspath 1.18 6.37 16.97 quartz 0.82 2.45 -quartz 0.53 0.99 2.67 zoisite 8.34 25.59 -

densité 3.01 2.93 2.84 densité 3.06 3.06 -

Annexe II

277

Schistes BleusLBS: schistes bleus à lawsonite EBS: schistes bleus à épidote

LC And UC LC And UCMinéralogie volume % Minéralogie volume %aragonite 0,89 0,52 - aragonite 0,59 0,19 -chlorite 23,18 0,77 - chlorite 22,08 0,73 -glaucophane 59,25 72,55 - glaucophane 56,44 68,57 -lawsonite 12,20 14,22 - phengite 2,23 9,67 -phengite 2,34 10,23 - quartz 1,96 1,56 -quartz 2,06 1,65 - rutile 0,07 0,06 -rutile 0,08 0,06 - zoisite 16,62 19,22 -

densité 3,09 3,12 - densité 3,13 3,16 -aragonite - 0,50 0,96 aragonite 1,02 0,21 -glaucophane - 73,65 49,95 grenat 17,82 0,53 -jadéite - 0,00 8,01 glaucophane 63,49 68,82 -lawsonite - 14,15 3,42 phengite 2,51 9,70 -phengite - 10,05 32,79 quartz 2,03 1,56 -quartz - 1,58 4,82 rutile 0,08 0,06 -rutile - 0,06 0,05 zoisite 13,04 19,12 -

densité - 3,12 3,04 densité 3,30 3,17 -aragonite 1,27 0,53 - aragonite - - 1,48grenat 18,51 0,56 - grenat - - 7,71glaucophane 65,95 72,79 - glaucophane - - 29,09lawsonite 9,47 14,14 - jadéite - - 14,08phengite 2,61 10,26 - phengite - - 40,97quartz 2,11 1,65 - quartz - - 6,59rutile 0,09 0,06 - rutile - - 0,07

densité 3,27 3,12 - densité - - 3,08

278

Annexe II

ECLOGITEEC : éclogiteLC And UC

Minéralogie volume %diopside 17,86 11,50 12,22grenat 40,69 21,75 3,95jadéite 14,57 17,81 21,76phengite 4,70 20,52 50,54quartz 3,34 4,20 7,03rutile 0,16 0,12 0,08zoisite 18,68 24,10 4,41

densité 3,56 3,37 3,08EC : éclogiteLC And UC

Minéralogie volume %diopside 20,62 14,68 12,78grenat 40,77 20,55 3,52jadéite 15,34 19,04 22,02lawsonite 14,90 19,51 3,38phengite 4,95 21,94 51,15quartz 3,26 4,15 7,06rutile 0,17 0,13 0,09

densité 3,53 3,31 3,06ECK : éclogite à disthène

LC And UCMinéralogie volume %diopside 32,03 29,23 14,95grenat 35,75 10,30 1,53jadéite 17,24 22,24 22,59disthène 5,83 7,93 1,21phengite 5,56 25,63 52,46quartz 3,41 4,51 7,19rutile 0,19 0,15 0,09

densité 3,56 3,32 3,06ECC : éclogite à disthène coésite

LC And UCMinéralogie volume %coésite 3,11 4,12 6,58diopside 32,13 29,35 15,05grenat 35,86 10,34 1,54jadéite 17,29 22,33 22,73disthène 5,84 7,97 1,22phengite 5,58 25,74 52,80rutile 0,19 0,15 0,09

densité 3,57 3,33 3,08ECG : éclogite à Ca-grenat

LC And UCMinéralogie volume %diopside 11,96 4,00 10,83grenat 46,69 29,76 5,48grossular 18,45 23,72 4,40jadéite 14,41 17,55 21,70phengite 4,65 20,22 50,41quartz 3,69 4,63 7,10rutile 0,16 0,12 0,08

densité 3,63 3,46 3,10

Annexe II

279

GRANULITEG2PX : granulite à deux pyroxènes (BP)

LC And UCMinéralogie volume %albite 30,25 36,06 41,51anorthite 36,73 33,25 16,74diopside 7,60 5,17 4,35enstatite 21,38 12,40 7,36ilménite 0,53 0,40 0,26K-feldspath 2,61 11,10 25,76quartz 0,90 1,61 4,02

densité 2,96 2,84 2,75GGA : granulite à grenat-plagioclase (HP)

LC And UCMinéralogie volume %albite 27,84 34,29 40,26anorthite 13,54 19,32 8,74diopside 17,78 11,47 8,21grenat 36,73 22,30 13,59K-feldspath 2,40 10,56 24,98quartz 1,57 1,95 4,14rutile 0,14 0,11 0,08

densité 3,27 3,04 2,87GGAK : granulite à disthène (HP)

LC And UCMinéralogie volume %albite 30,93 39,98 43,03diopside 27,75 25,38 13,75disthène 5,26 7,88 3,27grenat 31,71 12,38 8,87K-feldspath 2,67 12,31 26,70quartz 1,52 1,93 4,29rutile 0,16 0,13 0,08

densité 3,33 3,09 2,88GG : granulite à grenat (UHP)

LC And UCMinéralogie volume %albite 26,27 31,59 38,76diopside 9,97 1,08 3,41grenat 42,37 31,31 18,17grossular 16,94 23,60 11,16K-feldspath 2,26 9,73 24,05quartz 2,06 2,59 4,37rutile 0,14 0,11 0,07

densité 3,63 3,46 3,10

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