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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
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Afrique
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Valaisan
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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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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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Le domaine Valaisan
15
Engadine-Grisons
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Fenêtrede l'Engadine
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Bündnerschiefer
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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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
laves d'arcvolcanique
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
Fenêtrede l'Engadine
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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36,4
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Mn
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0,00
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0,05
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0,00
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Mg
0,59
2,78
0,30
0,65
2,67
0,18
2,73
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0,46
0,50
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23
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
veine de quartz
fibres decarpholites
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fibres
de carpholite
Qu
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a
b
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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27
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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 domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Fenêtrede l'Engadine
Grisons
Arosa Falknis
Prättigau
Ramosch
Tasna
ségrégation synfoliaireà albite - chlorite - micas
chloritoide
glaucophanepartiellementrétromorphosée
pseudomorphose
préservée
Mg-carpholite
Unité du Mundin
Unité d'Arina
44
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
-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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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)
domaine de stabilité duglaucophane (composition 2)
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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)
domaine de stabilité duglaucophane (composition 3)
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Le domaine Valaisan Engadine-Grisons
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
P. Buin
P. Arina
P. Minschun
faillede l'E
ngadine
Nauders
Samnaum
N
0 5 10 km
linéation d'étirement
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
N
S
W E
linéation d'étirement
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
figu
re I
-A-6
0 : C
oupe
sch
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-NO
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undi
n.L
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truc
ture
s re
prés
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à D
1.
Sam
naum
Piz
Mot
nair
Piz
Mun
din
vallé
ede
l'In
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faill
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l'Eng
adin
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SEN
O
SEN
O
SEN
OSE
NO
quar
tzite
sch
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SEN
O
schi
stos
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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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
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Avers
10 km
Domsch
leg
zone de cisaillementmajeure
zone de cisaillementsecondaire
D1
D2
D3
Val
Saf
ien
phases dedéformation
73
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
Déformation distribuée
SENO
Détachement
Samnaum NaudersPiz Motnair Piz Mundin Valléede l'Inn
Glaucophane
Riebeckite
Mg-carpholitepréservée
Mg-carpholite relique
Pumpellyite
sens decisaillement
style des plis
11-13 kbar
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calcite
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T (°C)250
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12-14 kbar
350
10
P (kbar)
T (°C)250
aragonite
calcite
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Car
C
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5-7 kbardomaine destabilité de
la carpholite
350
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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81
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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
Engadine-GrisonsLe domaine Valaisan
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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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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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Lawsonite
Pseudomorphosede lawsonite
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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0,13
0,65
0,22
0,13
0,36
00,
450,
230
00,
420,
10,
140,
110,
580,
060,
590
0,33
0,25
00,
40
tota
l92
,82
94,5
287
,52
90,5
194
,68
87,2
688
,09
88,8
194
,41
91,8
896
,08
87,6
188
,73
94,6
888
,01
92,3
596
,01
88,2
886
,03
91,5
395
,06
86,3
587
,18
87,3
194
,78
Si2,
039
3,18
32,
626
2,10
93,
392
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
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3,23
b3,
31
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86
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
- 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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
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
Petit Saint-BernardLe domaine Valaisan
- 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
ConclusionLe domaine Valaisan
& 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
ConclusionLe domaine Valaisan
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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
Modélisation numérique Introduction
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
A
DC
Sierra Nevada
Klamath M
ountains
Great Valley
DiabloRange
Yolla BollyMountainsLeech Lake
Mountain
zone de faillede
Coast Range
San Francisco
Redding
100 km120°
40°
N
dépôts Cénozoïques
socle
série de la Great Valley
ophiolites
chaîne orientale (HP)
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
SO NE
Carte géologie de la Californie
coupes dans le complexe franciscain
B
105
Modélisation numérique Introduction
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
Modélisation numérique Introduction
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
Modélisation numérique Introduction
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
Modélisation numérique Introduction
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
Modélisation numérique Introduction
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
(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
Profondeur approximative (km
)
Température (°C)
G2PX
fusion partielleavec eaufusion partielle
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
fusion partielleavec eaufusion partielle
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
Profondeur approximative (km
)
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Outils
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
front dedéformation
Taux d'érosion
distance aufront de
déformationV e
= 2*(V 0*H 0
)*X / (X chaîne)2
Xchaîne
front dedéformation
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
front dedéformation
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
Modélisation numérique Outils
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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)
front dedéformation
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
-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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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)
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
-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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-B-9 : suite
134
Modélisation numérique Prismes continentaux
zone de cisaillement
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
DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
PRO
FON
DEU
R (k
m)
Géométrie du modèle"croûte supérieure"(érosion variable)
front dedéformation
-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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
0
2000
-2000
0
4000
50 100 150 200 250 300 km
Altitude (m)
Topographie calculéepour un modèle "croûte supérieure"
selon le type d'érosion
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
-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)
érosion linéaire (type 2)
érosion variable (type 3)
Isothermes calculéspour un modèle "croûte supérieure"
selon le type d'érosion
figure II-B-14 : Comparaison des profils de température pour deux vitessesde convergence (10 et 50 mm/an) selon l’érosion.
138
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
-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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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"
croûte inférieure croûte supérieure
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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"
croûte inférieure croûte supérieure
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-B-18 : suite
143
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
zone de cisaillement
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
0
- 2500
2500
0 100 200 300
Distance (km)Alt
itu
de
(m
)
topographie calculéédonnées de ETOPO 5
N S
plainemolassique
nappesHelvetiques
massifs deAar/Gotthard
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
50
100
N S100 200 3000
MOHOMOHO
plainemolassique
nappesHelvetiques
massifs deAar/Gotthard
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
massifs deAar/Gotthard
nappesPenniniques
Alpesdu Sud
plaine du Pô
N S100 200 3000
plainemolassique
nappesHelvetiques
massifs deAar/Gotthard
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
Modélisation numérique Prismes continentaux
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
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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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
0 50 100 150 200 250DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
5 mm/an
20 mm/an
40 mm/an
10 mm/an
30 mm/an
50 mm/an
-50
0
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-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
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600
800
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200400
600
800
1000
1200
200400
600
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1000
1200
200400
600
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1000
1200
200400
600
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10001200
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1000
1200
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600
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10001200
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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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
200400
600
800
1000
1200
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1000
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5 mm/an
20 mm/an
40 mm/an
10 mm/an
30 mm/an
50 mm/an
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-50
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0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
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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 "subduction"
(croûte océanique - 0,5 µW/m3)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
5 mm/an
20 mm/an
40 mm/an
10 mm/an
30 mm/an
50 mm/an
-50
0
-100
-150
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0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
-50
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-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
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1000
1200
200400
600
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10001200
200400
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1000
1200
200400
600
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1000
1200
200400
600
800
1000
1200
200400
600
800
10001200
200400
600
800
1000
1200
200400
600
800
10001200
200400
600
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1000
1200
200400
600
800
10001200
200400
600
800
1000
1200
200400
600
800
10001200
Isothermes calculéspour un modèle "subduction"
(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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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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 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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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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
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
EC
GG
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A
GS
AEAEBS
ECL
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0
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20
30
200 400 600 800 1000
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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
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
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-9 : suite
165
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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(0,5 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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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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20
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
GG
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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(0,5 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-10 : suite
167
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
EC
GG
G2PX
A
GS
AEAEBS
ECL
ECC
0
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200 400 600 800 1000
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A
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A
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GG
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A
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ECL
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
GG
G2PX
A
GS
AEA
EBS
ECL
ECC
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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
Chemins P-Tpour le modèle "subduction"
croûte continentale sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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A
GS
AEAEBS
ECL
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
GG
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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 continentale sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-11 : suite
169
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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"
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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"
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
croûte continentale sédiments(0,5 µW/m3)30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-12 : suite
171
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
0 50 100 150 200 250DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
PRO
FON
DEU
R (k
m)
QQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQQ
¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢
zone de cisaillement
Manteau
Manteau
croûte océanique
croûte supérieure
croûte inférieuresédiments
point basdu prisme(50 km)
front dedéformation
Géométrie dumodèle "prisme"
bloc fixe
bloc en mouvement
172
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
0 50 100 150 200 250DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
PRO
FON
DEU
R (k
m)
vecteur vitesse
Champ de vitesses dumodèle "prisme"
FIXE
173
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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 océanique - 1,0 µW/m3)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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0
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0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
-50
0
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0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
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0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
Isothermes calculéspour un modèle "prisme"
(croûte océanique - 0,5 µW/m3)
175
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
200400
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20 mm/an
40 mm/an
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30 mm/an
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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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
200400
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5 mm/an
20 mm/an
40 mm/an
10 mm/an
30 mm/an
50 mm/an
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200400
600
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200400
600
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1000
1200
200400
600
800
10001200
-50
0
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-200
0 50 100 150 200 250 0 50 100 150 200 250
-50
0
-100
-150
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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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
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A
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200 400 600 800 1000
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LBS
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A
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200 400 600 800 1000
Chemins P-Tpour le modèle "prisme"
croûte océanique sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
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A
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200 400 600 800 1000
Chemins P-Tpour le modèle "prisme"
croûte océanique sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-21 : suite
181
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
EC
GG
G2PX
A
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GS
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ECL
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LBS
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A
GS
AEAEBS
ECL
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200 400 600 800 1000
LBS
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A
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200 400 600 800 1000
LBS
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A
GS
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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
Chemins P-Tpour le modèle "prisme"
croûte océanique sédiments(0,5 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
EC
GG
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A
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AEAEBS
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EC
GG
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A
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AEAEBS
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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
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A
GS
AEA
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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"
croûte océanique sédiments(0,5 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-22 : suite
183
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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LBS
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A
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A
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LBS
EC
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A
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200 400 600 800 1000
Chemins P-Tpour le modèle "prisme"
croûte continentale sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
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(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
5 mm/an
10 mm/an
20 mm/an
184
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
figure II-C-23 : suite
LBS
EC
GG
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A
GS
AEAEBS
ECL
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200 400 600 800 1000
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A
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AEAEBS
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A
GS
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Chemins P-Tpour le modèle "prisme"
croûte continentale sédiments(1,0 µW/m3)
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
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Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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LBS
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A
GS
AEAEBS
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
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A
GS
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
GG
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A
GS
AEA
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200 400 600 800 1000
LBS
EC
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A
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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)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
croûte continentale sédiments(0,5 µW/m3)5 mm/an
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
LBS
EC
GG
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A
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A
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LBS
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GG
G2PX
A
GS
AEAEBS
ECL
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0
10
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
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 "prisme"
Pre
ssio
n (k
bar
)P
ress
ion
(kb
ar)
Pre
ssio
n (k
bar
)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C)
croûte continentale sédiments(0,5 µW/m3)30 mm/an
40 mm/an
50 mm/an
figure II-C-24 : suite
187
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢¢
zone de cisaillement
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)
DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
PR
OFO
ND
EU
R (k
m)
front dedéformation
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
Géométrie de vitessesdu modèle "Bündnerschiefer"
FIXE
vecteur vitesse
BUTOIR
DISTANCE AU FRONT DE DEFORMATION (km)
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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
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
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)
Température (°C) Température (°C) Température (°C)
Température (°C) Température (°C) Température (°C)
5 mm/an
10 mm/an
20 mm/an
194
Modélisation numérique Prismes sédimentaires
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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224
225
Annexe I
ANNEXE I :
analyses de minéraux
Annexe I Carpholite - unité du Mundin - zone externe
226
Annexe I Carpholite - unité du Mundin - zone externe
227
Echa
ntill
onA
lpTe
a938
aFo
t933
Fot9
34
analy
seCA
R1CR
1ACA
R2CR
2ACA
R3CA
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F1CF
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2ACF
3ACP
1ACP
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1CCP
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1E
SiO2
38,1
738
,04
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
,20
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,
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758,
968,
587,
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957,
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86M
nO1,
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661,
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250,
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560,
510,
460,
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500,
490,
620,
660,
770,
660,
690,
67M
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597,
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367,
296,
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116,
817,
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438,
537,
978,
648,
268,
128,
967,
928,
248,
378,
41F
1,40
1,02
0,77
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1,23
0,39
1,03
0,45
1,23
0,64
1,18
1,47
1,53
1,27
1,31
2,08
1,07
1,86
1,23
0,85
total
85,9
886
,45
85,4
684
,55
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577
,78
90,7
785
,77
90,0
787
,39
88,8
692
,68
87,8
787
,80
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,87
84,4
684
,51
87,9
290
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Si2,
051
2,04
12,
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01,
927
2,00
02,
059
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02,
000
2,03
92,
039
2,09
32,
005
2,04
32,
022
2,00
02,
000
2,00
02,
060
2,09
1Al
1,99
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1,93
11,
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21,
985
2,02
82,
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2,05
51,
972
1,99
02,
021
2,00
61,
965
1,94
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951
1,97
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954
2,00
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Fe3+
0,00
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00,
000
0,00
00,
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00,
000
0,00
00,
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10,
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00,
000
Fe2+
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10,
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10,
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20,
299
Mn
0,06
60,
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00,
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0,06
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031
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029
Mg
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535
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20,
529
0,57
50,
566
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565
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00,
666
0,66
20,
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710
0,65
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655
F0,
242
0,17
50,
131
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00,
205
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90,
168
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90,
202
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194
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252
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10,
219
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10,
188
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206
0,14
1
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060,
040,
030,
020,
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020,
040,
020,
050,
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060,
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050,
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560,
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570,
570,
550,
570,
580,
670,
660,
610,
670,
650,
640,
710,
660,
680,
660,
65
Annexe I Carpholite - unité du Mundin - zone externe
228
Echa
ntill
onFo
t937
Cha
931
Cha
934
Alp
et94
4
anala
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CFC2
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CP26
SiO2
39,4
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038
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38,9
836
,32
37,0
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,69
MnO
0,72
0,63
0,67
0,57
0,49
0,56
0,64
0,85
0,86
0,87
1,29
1,25
0,09
0,08
0,24
MgO
5,10
6,15
6,40
5,80
5,74
6,33
6,26
6,01
5,35
5,92
5,18
5,10
6,50
6,54
9,45
F1,
001,
370,
000,
780,
000,
001,
100,
200,
100,
600,
001,
241,
752,
090,
65to
tal
90,5
486
,82
87,9
887
,80
87,2
387
,65
87,6
484
,38
87,3
486
,45
84,1
586
,57
88,3
088
,00
88,0
3
Si2,
072
2,05
12,
068
2,07
42,
025
2,03
42,
045
2,00
02,
000
2,00
02,
000
2,00
02,
008
2,03
71,
907
Al
2,03
82,
006
2,01
32,
003
2,02
02,
003
2,01
61,
993
2,01
41,
995
1,94
02,
009
1,97
82,
019
1,67
4Fe
3+0,
000
0,00
00,
000
0,00
00,
000
0,00
00,
000
0,00
70,
000
0,00
50,
060
0,00
00,
022
0,00
00,
326
Fe2+
0,52
70,
466
0,44
40,
500
0,49
60,
467
0,45
30,
457
0,51
20,
477
0,50
00,
510
0,48
50,
458
0,26
4M
n0,
033
0,02
90,
031
0,02
60,
023
0,02
50,
029
0,04
00,
039
0,04
00,
062
0,05
90,
004
0,00
40,
010
Mg
0,40
30,
499
0,51
30,
471
0,46
10,
505
0,50
10,
503
0,43
40,
483
0,43
80,
422
0,51
00,
519
0,72
6F
0,16
70,
236
0,00
00,
135
0,00
00,
000
0,18
60,
036
0,01
70,
104
0,00
00,
219
0,29
10,
353
0,10
5
XF
0,04
0,06
0,00
0,03
0,00
0,00
0,05
0,01
0,00
0,03
0,00
0,05
0,07
0,09
0,03
XM
g0,
400,
500,
510,
470,
460,
500,
500,
500,
430,
480,
440,
420,
510,
520,
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
Annexe I Phengites - unité du Mundin
235
Echantillon Nau947 Engd9315b Mundin945
analyse PH1 PH5 PH6 PH9 PH11 PH12 PH13 PH14 PH16 PH17 PH18 PH20
SiO2 48,21 50,66 49,20 50,13 48,65 49,44 47,94 48,18 47,84 48,77 48,03 49,12TiO2 0,03 0,14 0,07 0,08 0,09 0,13 0,12 0,10 0,08 0,10 0,03 0,04Al2O3 34,53 32,21 34,36 31,83 32,80 32,41 34,75 33,73 33,35 33,89 35,47 34,39FeO 0,46 0,56 0,43 0,74 0,63 0,59 0,60 0,68 1,51 0,55 0,29 0,47MnO 0,04 0,01 0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,05 0,00 0,00 0,00MgO 1,43 1,77 1,35 1,81 1,84 1,84 1,15 1,45 2,22 1,48 1,04 1,47CaO 0,14 0,11 0,13 0,21 0,10 0,04 0,09 0,04 0,10 0,07 0,15 0,11Na2O 0,77 0,75 1,25 0,19 0,57 0,61 1,76 0,32 0,61 1,05 1,78 0,49K2O 8,61 6,82 7,20 9,45 9,30 9,44 7,79 9,82 8,86 9,03 7,60 8,90BaO 0,08 0,00 0,15 0,30 0,09 0,00 0,08 0,08 0,09 0,15 0,00 0,09F 0,42 0,68 0,29 0,95 0,53 1,16 0,21 1,06 0,94 0,21 0,63 0,78total 94,73 93,71 94,45 95,68 94,59 95,67 94,48 95,48 95,65 95,29 95,04 95,85
Si 3,1853 3,3413 3,2285 3,3113 3,2370 3,2707 3,1671 3,2014 3,1749 3,2091 3,1569 3,2164Ti 0,0014 0,0066 0,0036 0,0042 0,0045 0,0063 0,0057 0,0051 0,0040 0,0048 0,0016 0,0020Al 2,6888 2,5037 2,6577 2,4782 2,5727 2,5275 2,7059 2,6417 2,6084 2,6285 2,7480 2,6545Fe 0,0252 0,0307 0,0238 0,0408 0,0353 0,0328 0,0330 0,0379 0,0839 0,0302 0,0162 0,0256Mn 0,0025 0,0004 0,0005 0,0000 0,0000 0,0009 0,0000 0,0014 0,0027 0,0000 0,0000 0,0000Mg 0,1412 0,1743 0,1318 0,1785 0,1823 0,1810 0,1128 0,1436 0,2195 0,1448 0,1021 0,1431Ca 0,0101 0,0082 0,0089 0,0146 0,0068 0,0027 0,0066 0,0027 0,0071 0,0047 0,0106 0,0079Na 0,0990 0,0965 0,1586 0,0242 0,0733 0,0780 0,2256 0,0410 0,0783 0,1335 0,2270 0,0620K 0,7256 0,5733 0,6022 0,7960 0,7889 0,7965 0,6562 0,8326 0,7494 0,7582 0,6370 0,7431Ba 0,0020 0,0000 0,0039 0,0078 0,0023 0,0000 0,0020 0,0020 0,0024 0,0040 0,0000 0,0023F 0,0888 0,1427 0,0608 0,1979 0,1112 0,2427 0,0440 0,2216 0,1971 0,0440 0,1311 0,1620
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,5110 0,4450 0,2817 0,7522 0,6639 0,7121 0,1760 0,6490 0,3354 0,5420 0,2976 0,3923Trioctédrique 0,0999 0,0464 0,1465 0,0000 0,0087 0,0000 0,1997 0,0567 0,2301 0,0450 0,1433 0,1643MgCeladonite 0,2004 0,2992 0,3065 0,1690 0,1921 0,1553 0,2739 0,1801 0,2250 0,2072 0,2530 0,3027FeCeladonite 0,0357 0,0528 0,0553 0,0386 0,0372 0,0282 0,0802 0,0475 0,0860 0,0432 0,0402 0,0541Paragonite 0,1169 0,1407 0,2027 0,0282 0,0835 0,0886 0,2515 0,0465 0,0928 0,1475 0,2564 0,0753TWM 0,0181 0,0190 0,0206 0,0303 0,0150 0,0103 0,0154 0,0119 0,0179 0,0144 0,0136 0,0145total 0,9821 1,0030 1,0132 1,0183 1,0004 0,9945 0,9966 0,9917 0,9871 0,9993 1,0042 1,0032
Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,1633 0,3219 0,2263 0,1575 0,1286 0,1228 0,1096 0,1217 0,1628 0,0998 0,1254 0,1847Trioctaédrique 0,0445 0,0571 0,0458 0,0130 0,0318 0,0193 0,0246 0,0311 0,0936 0,0174 0,0248 0,0415Céladonite 0,0355 0,0342 0,0186 0,1804 0,1221 0,1569 0,0719 0,0895 0,0255 0,1228 0,0438 0,0440Muscovite 0,7607 0,5895 0,7135 0,6566 0,7205 0,7019 0,7967 0,7592 0,7212 0,7630 0,8095 0,7332total 1,0040 1,0027 1,0043 1,0075 1,0031 1,0009 1,0029 1,0016 1,0031 1,0029 1,0035 1,0034
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,0281 3,0312 3,0037 3,1870 3,1296 3,1724 3,0668 3,0944 3,0167 3,1245 3,0371 3,0415Ti 0,0018 0,0107 0,0049 0,0050 0,0054 0,0074 0,0066 0,0060 0,0054 0,0055 0,0019 0,0026Al tetr. 0,9705 0,9581 0,9924 0,8097 0,8656 0,8202 0,9270 0,9000 0,9785 0,8708 0,9609 0,9565Somme tetr. 4,0005 4,0000 4,0010 4,0017 4,0005 4,0000 4,0004 4,0004 4,0006 4,0008 4,0000 4,0006Al 2,9264 2,9030 2,9683 2,5945 2,7208 2,6373 2,8445 2,7950 2,9450 2,7329 2,9094 2,9004Al oct. 1,9558 1,9449 1,9759 1,7848 1,8553 1,8171 1,9175 1,8950 1,9665 1,8621 1,9484 1,9439Fe+Mg+Mn 0,0442 0,0551 0,0241 0,2152 0,1447 0,1829 0,0825 0,1050 0,0335 0,1379 0,0516 0,0561Somme 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 1,0001 1,0000 1,0002 1,0004 1,0001 1,0000 1,0001 1,0001 1,0001 1,0002 1,0000 1,0001
Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,9719 0,9688 0,9963 0,8130 0,8704 0,8276 0,9332 0,9056 0,9833 0,8755 0,9629 0,9585Céladonite 0,0281 0,0312 0,0037 0,1870 0,1296 0,1724 0,0668 0,0944 0,0167 0,1245 0,0371 0,0415
Annexe I Phengites - unité du Mundin
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
240
Echantillon Cha933 V.Saro932
analyse PH9 PH15 PH6 PH6B PH8 PH9 PH10 PH11 PH13 PH29 PH8 PH25 PH27
SiO2 51,23 49,85 45,73 46,03 47,14 47,89 46,95 46,47 45,96 50,02 49,63 51,49 51,35TiO2 0,26 0,03 0,80 0,69 0,42 0,21 0,49 0,28 0,37 0,07 0,05 0,21 0,22Al2O3 31,46 33,70 36,14 34,44 32,72 32,03 34,44 33,07 34,34 31,45 30,09 23,17 23,01FeO 0,98 0,71 0,68 1,21 1,97 2,46 1,05 2,52 1,27 0,87 1,77 3,92 3,80MnO 0,02 0,00 0,03 0,00 0,00 0,01 0,07 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,05MgO 2,57 1,61 0,50 1,14 1,66 1,56 1,08 1,10 1,02 2,43 2,73 4,18 4,16CaO 0,02 0,02 0,03 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,18 0,03 0,02 0,03Na2O 0,27 0,34 1,12 1,11 1,18 0,68 1,24 0,99 1,61 0,24 0,24 0,07 0,09K2O 9,02 8,57 10,05 9,81 9,10 10,19 9,53 10,03 8,92 8,19 10,08 10,93 10,94BaO 0,09 0,00 0,28 0,31 0,28 0,00 0,35 0,16 0,09 0,00 0,49 0,34 0,16F 0,68 0,63 0,00 0,05 0,11 0,00 0,21 0,21 0,00 0,06 0,48 0,00 0,00total 96,59 95,47 95,38 94,86 94,57 95,02 95,41 94,83 93,60 93,51 95,65 94,35 93,79
Si 3,330 3,261 3,039 3,083 3,163 3,207 3,120 3,136 3,101 3,320 3,308 3,519 3,524Ti 0,013 0,002 0,040 0,035 0,021 0,011 0,025 0,014 0,019 0,003 0,003 0,011 0,011Al 2,411 2,599 2,831 2,719 2,588 2,528 2,698 2,631 2,730 2,460 2,364 1,866 1,862Fe 0,053 0,039 0,038 0,068 0,111 0,138 0,059 0,142 0,072 0,048 0,099 0,224 0,218Mn 0,001 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 0,003Mg 0,249 0,157 0,050 0,114 0,166 0,155 0,107 0,111 0,102 0,240 0,271 0,426 0,426Ca 0,002 0,001 0,003 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,013 0,002 0,002 0,002Na 0,034 0,043 0,145 0,145 0,153 0,088 0,160 0,129 0,210 0,032 0,031 0,009 0,012K 0,748 0,715 0,852 0,838 0,779 0,871 0,808 0,863 0,768 0,693 0,857 0,953 0,957Ba 0,002 0,000 0,007 0,008 0,007 0,000 0,009 0,004 0,003 0,000 0,013 0,009 0,004F 0,141 0,130 0,000 0,011 0,022 0,000 0,045 0,045 0,000 0,012 0,100 0,000 0,000
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,535 0,618 0,719 0,658 0,568 0,641 0,635 0,664 0,617 0,526 0,571 0,383 0,385Trioctédrique 0,057 0,057 0,000 0,019 0,048 0,039 0,013 0,034 0,023 0,071 0,048 0,046 0,043MgCeladonite 0,287 0,212 0,050 0,082 0,115 0,115 0,100 0,068 0,072 0,283 0,240 0,354 0,358FeCeladonite 0,061 0,052 0,038 0,049 0,077 0,102 0,054 0,087 0,051 0,057 0,087 0,186 0,183Paragonite 0,043 0,057 0,143 0,145 0,163 0,092 0,164 0,130 0,213 0,042 0,034 0,009 0,012TWM 0,018 0,003 0,051 0,048 0,029 0,011 0,038 0,018 0,023 0,020 0,023 0,022 0,020total 1,001 1,000 1,002 1,000 1,000 1,000 1,004 1,000 1,000 1,000 1,003 1,000 1,003
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
241
Echantillon Malm936 Samp9316 Sinest931c Samp9315 V.Tsche934b
analyse PH7 PH14 PH15 PH16 PH17 PH22 PH23 PH24 PH25 PH27 PH9 PH10 PH1
SiO2 50,75 51,59 50,01 50,28 49,97 45,10 45,43 45,22 46,89 45,09 50,14 48,84 50,12TiO2 1,11 0,15 0,14 0,15 0,34 0,07 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,12 0,18Al2O3 31,34 32,47 32,88 31,97 28,24 31,18 31,80 31,43 32,14 32,08 31,89 31,02 31,25FeO 1,33 1,93 1,86 2,07 2,80 2,83 2,56 2,48 2,29 2,54 1,26 1,36 2,22MnO 0,02 0,00 0,03 0,02 0,00 0,05 0,05 0,07 0,05 0,04 0,00 0,00 0,07MgO 2,21 1,95 1,90 2,19 2,61 1,64 1,49 1,42 1,62 1,39 2,33 2,21 2,37CaO 0,11 0,06 0,03 0,00 0,06 0,16 0,16 0,00 0,02 0,01 0,05 0,03 0,10Na2O 0,31 0,22 0,23 0,19 0,50 0,11 0,17 0,16 0,17 0,18 0,26 0,32 0,37K2O 7,44 7,68 8,26 8,60 9,67 7,51 8,39 7,78 7,29 8,03 10,06 10,57 9,54BaO 0,21 0,24 0,15 0,57 0,12 5,38 4,56 5,04 3,23 4,84 0,38 0,15 0,17F 0,00 0,53 0,18 0,29 0,12 0,27 0,11 0,16 0,22 0,16 0,00 0,48 0,19total 94,83 96,82 95,66 96,32 94,43 94,29 94,72 93,78 93,93 94,38 96,49 95,08 96,59
Si 3,318 3,326 3,268 3,288 3,364 3,151 3,144 3,161 3,202 3,132 3,278 3,271 3,285Ti 0,055 0,007 0,007 0,007 0,017 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,006 0,009Al 2,415 2,468 2,533 2,464 2,241 2,568 2,593 2,590 2,587 2,627 2,458 2,448 2,414Fe 0,073 0,104 0,102 0,113 0,157 0,165 0,148 0,145 0,131 0,148 0,069 0,076 0,122Mn 0,001 0,000 0,001 0,001 0,000 0,003 0,003 0,004 0,003 0,003 0,000 0,000 0,004Mg 0,215 0,187 0,185 0,214 0,262 0,171 0,154 0,148 0,165 0,144 0,227 0,220 0,231Ca 0,008 0,004 0,002 0,000 0,004 0,012 0,012 0,000 0,002 0,001 0,004 0,002 0,007Na 0,039 0,028 0,029 0,024 0,065 0,015 0,023 0,022 0,023 0,024 0,034 0,041 0,047K 0,620 0,632 0,688 0,717 0,831 0,669 0,740 0,694 0,635 0,712 0,839 0,903 0,797Ba 0,005 0,006 0,004 0,015 0,003 0,147 0,124 0,138 0,086 0,132 0,010 0,004 0,004F 0,000 0,107 0,036 0,060 0,025 0,058 0,023 0,035 0,048 0,035 0,000 0,102 0,038
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,400 0,496 0,568 0,539 0,471 0,392 0,491 0,442 0,445 0,481 0,605 0,640 0,551Trioctédrique 0,077 0,093 0,095 0,087 0,042 0,061 0,042 0,048 0,088 0,054 0,037 0,021 0,065MgCeladonite 0,293 0,224 0,182 0,206 0,243 0,172 0,148 0,163 0,178 0,141 0,230 0,210 0,201FeCeladonite 0,099 0,125 0,100 0,109 0,146 0,166 0,142 0,160 0,141 0,144 0,070 0,073 0,106Paragonite 0,057 0,041 0,041 0,032 0,072 0,018 0,025 0,026 0,030 0,028 0,038 0,043 0,054TWM 0,075 0,022 0,016 0,027 0,025 0,192 0,152 0,166 0,121 0,155 0,021 0,012 0,026total 1,001 1,000 1,001 1,001 1,000 1,000 1,001 1,004 1,003 1,003 1,000 1,000 1,004
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
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 2,984 2,994 2,987 3,069 3,312 3,019 3,071 3,043 2,937 3,024 3,196 3,238 3,179Ti 0,092 0,013 0,011 0,011 0,020 0,004 0,000 0,000 0,000 0,000 0,007 0,006 0,011Al tetr. 0,925 0,995 1,004 0,924 0,669 1,012 0,956 0,989 1,087 1,006 0,800 0,756 0,811Somme tetr. 4,002 4,002 4,001 4,004 4,001 4,035 4,027 4,032 4,024 4,030 4,002 4,001 4,001Al 2,831 2,975 2,999 2,831 2,330 2,859 2,784 2,842 3,068 2,884 2,586 2,507 2,608Al oct. 1,906 1,980 1,996 1,907 1,661 1,847 1,828 1,853 1,981 1,878 1,787 1,751 1,797Fe+Mg+Mn 0,094 0,020 0,004 0,093 0,339 0,153 0,172 0,147 0,019 0,122 0,213 0,249 0,203Somme 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 1,001 1,000 1,009 1,007 1,008 1,006 1,008 1,001 1,000 1,000
Décomposition à partir de l’analyse recalculée
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
242
Echantillon V.Tsche934 AlpTea932
analyse PH2 PH3 PH4 PH5 PH6 PH7 PH8 PH9 PH10 PH11 PH13 PH28
SiO2 48,60 50,04 48,42 51,28 49,46 49,34 50,66 48,77 49,54 50,03 48,70 50,62TiO2 0,09 0,11 0,07 0,10 0,08 0,10 0,11 0,09 0,06 0,13 0,09 0,07Al2O3 29,90 30,74 29,35 30,11 32,17 30,99 31,28 29,79 29,31 30,06 31,91 28,39FeO 2,82 2,16 3,45 2,20 1,36 1,85 1,97 2,72 2,57 2,59 1,54 1,50MnO 0,05 0,02 0,08 0,00 0,02 0,00 0,01 0,00 0,07 0,00 0,00 0,05MgO 2,32 2,23 2,18 2,53 2,01 2,12 2,23 2,22 2,41 2,45 1,75 3,41CaO 0,12 0,06 0,04 0,15 0,05 0,04 0,05 0,09 0,06 0,05 0,19 0,15Na2O 0,28 0,31 0,36 0,37 0,19 0,29 0,38 0,27 0,24 0,31 0,61 0,27K2O 9,86 10,00 9,84 9,92 9,46 9,90 10,12 10,04 9,37 9,85 8,93 10,30BaO 0,32 0,17 0,14 0,29 0,15 0,26 0,32 0,00 0,03 0,00 0,35 0,19F 0,31 0,00 0,36 0,25 0,31 0,56 0,43 0,06 0,37 0,37 0,06 0,53total 94,66 95,84 94,29 97,20 95,25 95,45 97,55 94,05 94,05 95,84 94,14 95,48
Si 3,283 3,305 3,293 3,347 3,269 3,288 3,302 3,298 3,341 3,318 3,257 3,375Ti 0,004 0,005 0,004 0,005 0,004 0,005 0,005 0,005 0,003 0,006 0,005 0,003Al 2,380 2,393 2,352 2,317 2,507 2,434 2,403 2,374 2,330 2,350 2,515 2,231Fe 0,159 0,119 0,196 0,120 0,075 0,103 0,107 0,154 0,145 0,144 0,086 0,084Mn 0,003 0,001 0,004 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,003Mg 0,234 0,219 0,221 0,246 0,199 0,211 0,216 0,224 0,242 0,242 0,175 0,339Ca 0,009 0,004 0,003 0,010 0,004 0,003 0,004 0,006 0,005 0,003 0,013 0,011Na 0,037 0,040 0,047 0,047 0,025 0,038 0,048 0,035 0,031 0,040 0,079 0,035K 0,849 0,842 0,854 0,826 0,797 0,842 0,842 0,866 0,806 0,833 0,762 0,876Ba 0,008 0,004 0,004 0,007 0,004 0,007 0,008 0,000 0,001 0,000 0,009 0,005F 0,065 0,000 0,078 0,051 0,065 0,117 0,088 0,013 0,078 0,077 0,013 0,112
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,567 0,577 0,563 0,516 0,621 0,597 0,574 0,587 0,536 0,555 0,554 0,512Trioctédrique 0,062 0,043 0,070 0,035 0,055 0,041 0,034 0,054 0,066 0,060 0,038 0,035MgCeladonite 0,182 0,207 0,161 0,250 0,205 0,204 0,214 0,183 0,220 0,206 0,192 0,317FeCeladonite 0,124 0,113 0,143 0,122 0,077 0,100 0,106 0,126 0,131 0,122 0,095 0,078Paragonite 0,041 0,045 0,052 0,052 0,030 0,042 0,053 0,038 0,037 0,045 0,090 0,037TWM 0,026 0,016 0,016 0,025 0,014 0,016 0,019 0,012 0,014 0,010 0,030 0,023total 1,003 1,001 1,004 1,000 1,001 1,000 1,000 1,000 1,004 1,000 1,000 1,003
Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,096 0,109 0,092 0,109 0,171 0,111 0,099 0,093 0,157 0,123 0,137 0,074Trioctaédrique 0,062 0,043 0,070 0,035 0,055 0,041 0,034 0,054 0,066 0,060 0,038 0,035Céladonite 0,208 0,210 0,211 0,261 0,110 0,192 0,220 0,216 0,193 0,205 0,147 0,320Muscovite 0,639 0,641 0,629 0,601 0,667 0,660 0,650 0,640 0,586 0,613 0,685 0,576total 1,006 1,003 1,002 1,006 1,002 1,003 1,004 1,002 1,002 1,001 1,008 1,005
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,223 3,232 3,240 3,280 3,128 3,210 3,236 3,240 3,237 3,239 3,147 3,339Ti 0,005 0,006 0,004 0,006 0,005 0,006 0,006 0,005 0,004 0,008 0,006 0,004Al tetr. 0,773 0,762 0,756 0,716 0,868 0,786 0,760 0,754 0,759 0,754 0,849 0,658Somme tetr. 4,002 4,001 4,001 4,002 4,001 4,001 4,002 4,000 4,000 4,000 4,002 4,001Al 2,529 2,516 2,506 2,413 2,727 2,562 2,508 2,501 2,511 2,503 2,673 2,300Al oct. 1,755 1,753 1,749 1,697 1,859 1,776 1,748 1,747 1,752 1,749 1,824 1,642Fe+Mg+Mn 0,245 0,247 0,251 0,303 0,141 0,224 0,252 0,253 0,248 0,251 0,176 0,358Somme oct. 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
Décomposition à partir de l’analyse recalculéeMuscovite 0,777 0,768 0,760 0,720 0,872 0,790 0,764 0,760 0,763 0,761 0,853 0,661Céladonite 0,223 0,232 0,240 0,280 0,128 0,210 0,236 0,240 0,237 0,239 0,147 0,339
Annexe I Phengites - unité d’Arina
243
Echantillon Malm934 Malm931 Bara933 Bara934
analyse PH14 PH17 PH18 PH23 PH25 PH26 PH27 PH28 PH29 PH1 PH1 PH3 PH3
SiO2 46,61 49,58 47,09 49,34 47,25 49,49 47,46 48,90 48,93 50,66 51,68 51,28 50,81TiO2 0,44 0,11 0,55 0,11 0,16 0,07 0,01 0,08 0,03 0,13 0,08 0,13 0,10Al2O3 34,85 32,97 33,47 30,66 33,95 31,31 35,96 32,91 30,79 29,36 30,29 31,77 32,93FeO 1,47 1,61 1,48 2,43 1,07 1,97 0,82 1,41 1,83 2,55 1,29 0,95 1,54MnO 0,08 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,10 0,03 0,00 0,01 0,00 0,00MgO 0,86 1,68 1,11 2,41 1,27 2,13 0,48 1,70 2,16 2,25 3,12 2,03 1,98CaO 0,15 0,17 0,14 0,18 0,16 0,00 0,00 0,06 0,04 0,00 0,04 0,07 0,26Na2O 0,53 0,30 0,53 0,27 0,40 0,22 0,37 0,23 0,31 0,24 0,23 0,25 0,51K2O 9,45 9,64 9,07 9,21 9,37 9,21 9,84 9,79 9,93 10,44 9,03 7,20 7,66BaO 0,00 0,32 0,09 0,20 0,49 0,26 0,09 0,32 0,55 0,39 0,00 0,15 0,06F 0,00 0,00 0,12 0,31 0,55 0,18 0,00 0,25 0,25 0,00 0,00 0,18 1,21total 94,43 96,39 93,65 95,11 94,66 94,88 95,03 95,74 94,86 96,02 95,76 94,00 97,06
Si 3,112 3,242 3,167 3,288 3,164 3,290 3,134 3,230 3,282 3,358 3,368 3,364 3,290Ti 0,022 0,006 0,028 0,005 0,008 0,004 0,001 0,004 0,002 0,007 0,004 0,006 0,005Al 2,743 2,541 2,653 2,408 2,679 2,453 2,799 2,562 2,434 2,294 2,327 2,456 2,512Fe 0,082 0,088 0,083 0,135 0,060 0,110 0,045 0,078 0,103 0,142 0,070 0,052 0,083Mn 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,006 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000Mg 0,085 0,164 0,111 0,239 0,126 0,211 0,048 0,168 0,216 0,222 0,303 0,198 0,191Ca 0,010 0,012 0,010 0,013 0,011 0,000 0,000 0,004 0,003 0,000 0,003 0,005 0,018Na 0,068 0,038 0,068 0,035 0,052 0,029 0,047 0,029 0,041 0,031 0,029 0,032 0,064K 0,805 0,804 0,778 0,783 0,800 0,781 0,828 0,824 0,849 0,882 0,751 0,602 0,632Ba 0,000 0,008 0,002 0,005 0,013 0,007 0,002 0,008 0,014 0,010 0,000 0,004 0,002F 0,000 0,000 0,026 0,064 0,117 0,039 0,000 0,052 0,052 0,000 0,000 0,036 0,247
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,697 0,616 0,627 0,543 0,669 0,582 0,780 0,654 0,595 0,551 0,508 0,471 0,478Trioctédrique 0,048 0,040 0,043 0,076 0,038 0,068 0,026 0,046 0,038 0,022 0,072 0,076 0,082MgCeladonite 0,074 0,176 0,120 0,201 0,135 0,199 0,070 0,169 0,205 0,229 0,305 0,304 0,223FeCeladonite 0,071 0,094 0,089 0,113 0,064 0,103 0,067 0,079 0,097 0,146 0,070 0,080 0,097Paragonite 0,077 0,044 0,079 0,041 0,059 0,035 0,053 0,034 0,045 0,034 0,037 0,049 0,087TWM 0,038 0,029 0,042 0,026 0,035 0,013 0,003 0,024 0,022 0,018 0,008 0,020 0,032total 1,005 1,000 1,000 1,000 1,000 1,001 1,000 1,005 1,002 1,000 1,000 1,000 0,999
Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,116 0,137 0,141 0,165 0,123 0,184 0,122 0,134 0,093 0,076 0,217 0,357 0,284Trioctaédrique 0,048 0,040 0,043 0,076 0,038 0,068 0,026 0,046 0,038 0,022 0,072 0,076 0,082Céladonite 0,028 0,131 0,067 0,146 0,073 0,117 0,014 0,112 0,208 0,298 0,157 0,022 0,030Muscovite 0,812 0,699 0,754 0,619 0,774 0,634 0,838 0,712 0,668 0,607 0,554 0,548 0,611total 1,003 1,007 1,004 1,006 1,008 1,002 1,001 1,004 1,006 1,003 1,001 1,003 1,006
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 2,995 3,129 3,033 3,163 3,051 3,144 3,014 3,119 3,220 3,314 3,212 3,013 3,009Ti 0,026 0,007 0,034 0,007 0,009 0,005 0,001 0,005 0,002 0,007 0,006 0,011 0,008Al tetr. 0,979 0,866 0,934 0,831 0,942 0,853 0,986 0,879 0,781 0,680 0,783 0,977 0,984Somme tetr. 4,000 4,002 4,001 4,001 4,003 4,002 4,000 4,002 4,003 4,002 4,000 4,001 4,000Al 2,946 2,710 2,853 2,640 2,860 2,700 2,970 2,744 2,547 2,352 2,561 2,941 2,938Al oct. 1,967 1,844 1,919 1,809 1,917 1,846 1,984 1,865 1,765 1,672 1,779 1,963 1,954Fe+Mg+Mn 0,033 0,156 0,081 0,191 0,083 0,154 0,016 0,135 0,235 0,328 0,221 0,037 0,046Somme 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 1,001 1,000 1,000 1,000 1,001 1,001 1,000 1,000 1,000
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
244
Echantillon V.Saro934 Fiss944a
analyse PH11 PH13 PH15 PH16 PH17 PH18 PH19 PH20 PH22 PH23 PH2 PH5B
SiO2 48,80 48,38 49,69 48,49 49,07 49,75 49,52 48,72 47,75 48,82 46,07 50,01TiO2 0,02 0,05 0,11 0,12 0,07 0,09 0,12 0,13 0,14 0,14 0,29 0,17Al2O3 32,54 31,74 30,46 30,49 31,60 29,96 30,03 30,99 30,87 30,38 37,22 31,72FeO 1,71 1,24 1,86 2,36 1,72 2,03 1,66 1,82 2,30 1,87 0,88 0,51MnO 0,02 0,00 0,11 0,00 0,02 0,00 0,12 0,08 0,00 0,00 0,00 0,02MgO 1,64 1,82 2,03 2,19 1,80 2,15 2,17 1,97 2,08 2,02 0,35 1,88CaO 0,04 0,01 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,02 0,01 0,21 0,24Na2O 1,99 0,47 0,36 0,36 1,27 0,50 0,27 0,43 0,31 0,34 0,52 0,11K2O 7,72 10,28 10,42 10,18 8,75 10,22 10,68 10,13 10,01 10,43 9,98 8,72BaO 0,09 0,00 0,00 0,15 0,21 0,36 0,12 0,42 0,42 0,09 0,31 0,02F 0,17 0,51 0,34 0,34 0,00 0,67 0,00 0,00 0,00 0,34 1,39 0,00total 94,72 94,50 95,41 94,69 94,52 95,73 94,70 94,73 93,90 94,44 97,23 93,40
Si 3,234 3,250 3,310 3,268 3,268 3,324 3,318 3,268 3,239 3,291 3,037 3,323Ti 0,001 0,003 0,006 0,006 0,004 0,005 0,006 0,006 0,007 0,007 0,015 0,009Al 2,542 2,514 2,392 2,422 2,481 2,359 2,372 2,449 2,468 2,414 2,892 2,485Fe 0,095 0,070 0,104 0,133 0,096 0,113 0,093 0,102 0,130 0,106 0,049 0,029Mn 0,001 0,000 0,006 0,000 0,001 0,000 0,007 0,004 0,000 0,000 0,000 0,001Mg 0,162 0,182 0,202 0,220 0,179 0,214 0,217 0,197 0,210 0,203 0,034 0,186Ca 0,003 0,001 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,002 0,001 0,015 0,017Na 0,255 0,061 0,047 0,048 0,164 0,065 0,035 0,056 0,041 0,044 0,067 0,015K 0,653 0,881 0,885 0,876 0,743 0,871 0,913 0,867 0,866 0,897 0,839 0,739Ba 0,002 0,000 0,000 0,004 0,005 0,009 0,003 0,011 0,011 0,002 0,008 0,000F 0,035 0,108 0,072 0,072 0,000 0,142 0,000 0,000 0,000 0,072 0,290 0,000
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,439 0,659 0,604 0,611 0,505 0,563 0,613 0,604 0,621 0,620 0,788 0,566Trioctédrique 0,034 0,018 0,020 0,049 0,029 0,015 0,013 0,026 0,054 0,021 0,027 0,032MgCeladonite 0,152 0,184 0,210 0,174 0,181 0,221 0,229 0,190 0,160 0,198 0,031 0,306FeCeladonite 0,089 0,070 0,108 0,105 0,097 0,117 0,098 0,098 0,100 0,103 0,044 0,047Paragonite 0,279 0,065 0,050 0,051 0,180 0,069 0,037 0,059 0,044 0,047 0,071 0,019TWM 0,008 0,004 0,014 0,010 0,010 0,015 0,017 0,025 0,021 0,010 0,039 0,032total 1,001 1,000 1,006 1,000 1,001 1,000 1,007 1,004 1,000 1,000 1,000 1,001
Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,086 0,057 0,066 0,073 0,087 0,054 0,049 0,064 0,081 0,056 0,071 0,229Trioctaédrique 0,034 0,018 0,020 0,049 0,029 0,015 0,013 0,026 0,054 0,021 0,027 0,032Céladonite 0,154 0,197 0,253 0,205 0,190 0,284 0,279 0,224 0,178 0,246 0,003 0,120Muscovite 0,727 0,728 0,663 0,674 0,696 0,651 0,661 0,690 0,692 0,679 0,907 0,625total 1,002 1,000 1,001 1,001 1,002 1,003 1,001 1,005 1,004 1,001 1,008 1,006
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,169 3,209 3,267 3,223 3,206 3,291 3,288 3,226 3,185 3,256 2,963 3,128Ti 0,001 0,003 0,006 0,007 0,004 0,005 0,006 0,007 0,008 0,008 0,016 0,012Al tetr. 0,831 0,788 0,726 0,771 0,791 0,706 0,707 0,769 0,809 0,737 1,023 0,861Somme tetr. 4,000 4,000 4,000 4,001 4,001 4,002 4,001 4,002 4,002 4,000 4,002 4,000Al 2,656 2,575 2,450 2,538 2,578 2,403 2,410 2,525 2,607 2,471 3,022 2,698Al oct. 1,825 1,787 1,724 1,767 1,787 1,698 1,704 1,756 1,797 1,734 2,000 1,837Fe+Mg+Mn 0,175 0,213 0,276 0,233 0,213 0,302 0,296 0,244 0,203 0,266 0,000 0,163Somme oct. 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 1,001 1,000 1,000 1,000
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
245
Echantillon V.Saro931 Radul941
analyse PH2 PH4 PH5 PH6 PH7 PH9 PH10 PH4 PH7 PH8 PH11 PH1 PH3
SiO2 49,10 49,57 48,69 47,50 48,38 47,92 48,74 52,34 50,15 50,67 48,87 49,53 50,87TiO2 0,10 0,13 0,09 0,13 0,13 0,16 0,11 0,12 0,08 0,06 0,12 0,03 0,02Al2O3 29,24 28,93 28,84 28,63 29,41 28,06 30,61 28,75 29,62 31,57 30,21 32,54 31,30FeO 3,03 3,45 2,78 5,10 3,61 5,06 1,97 1,60 1,14 0,82 1,75 0,97 1,19MnO 0,05 0,09 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,04MgO 2,33 2,38 2,31 2,65 2,09 2,54 2,07 3,32 2,89 2,58 3,38 2,03 2,53CaO 0,00 0,00 0,02 0,00 0,04 0,07 0,04 0,02 0,03 0,01 0,06 0,05 0,19Na2O 0,21 0,25 0,27 0,26 0,19 0,21 0,42 0,30 0,30 0,28 0,25 0,38 0,25K2O 10,47 10,16 10,35 9,46 10,32 9,69 10,35 9,84 9,63 9,36 9,25 8,28 8,36BaO 0,33 0,00 0,39 0,38 0,00 0,03 0,06 0,06 0,23 0,41 0,06 0,11 0,26F 0,75 0,42 0,83 0,33 0,34 0,41 0,42 0,00 1,34 0,67 1,14 0,33 0,72total 95,60 95,38 94,57 94,45 94,53 94,14 94,79 96,35 95,42 96,42 95,11 94,24 95,73
Si 3,312 3,331 3,321 3,256 3,287 3,291 3,278 3,415 3,351 3,314 3,276 3,278 3,335Ti 0,005 0,007 0,005 0,007 0,007 0,008 0,005 0,006 0,004 0,003 0,006 0,002 0,001Al 2,324 2,291 2,318 2,313 2,355 2,272 2,427 2,211 2,333 2,433 2,387 2,538 2,418Fe 0,171 0,194 0,158 0,292 0,205 0,290 0,111 0,087 0,064 0,045 0,098 0,054 0,065Mn 0,003 0,005 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,002Mg 0,234 0,239 0,235 0,271 0,212 0,259 0,207 0,323 0,288 0,252 0,338 0,201 0,248Ca 0,000 0,000 0,001 0,000 0,003 0,005 0,003 0,001 0,002 0,001 0,004 0,004 0,013Na 0,027 0,032 0,036 0,034 0,025 0,028 0,055 0,038 0,039 0,035 0,033 0,048 0,032K 0,901 0,871 0,900 0,827 0,894 0,849 0,888 0,819 0,821 0,781 0,791 0,699 0,699Ba 0,009 0,000 0,010 0,010 0,000 0,001 0,002 0,002 0,006 0,011 0,002 0,003 0,007F 0,160 0,089 0,179 0,071 0,072 0,090 0,090 0,000 0,284 0,139 0,241 0,070 0,149
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,582 0,554 0,572 0,528 0,599 0,528 0,617 0,480 0,537 0,563 0,552 0,567 0,500Trioctédrique 0,049 0,065 0,037 0,139 0,066 0,121 0,028 0,042 0,040 0,047 0,106 0,072 0,070MgCeladonite 0,188 0,186 0,202 0,132 0,151 0,144 0,188 0,334 0,298 0,281 0,224 0,227 0,286FeCeladonite 0,138 0,151 0,136 0,143 0,146 0,161 0,100 0,090 0,066 0,050 0,065 0,061 0,075Paragonite 0,029 0,036 0,038 0,039 0,027 0,031 0,058 0,044 0,045 0,042 0,039 0,064 0,041TWM 0,017 0,012 0,017 0,019 0,011 0,014 0,010 0,009 0,013 0,017 0,014 0,010 0,029total 1,003 1,005 1,000 1,000 1,001 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,001 1,000 1,002
Décomposition à partir de l’analyse initialePyrophyllite 0,064 0,097 0,053 0,128 0,078 0,117 0,053 0,140 0,132 0,173 0,171 0,247 0,249Trioctaédrique 0,049 0,065 0,037 0,139 0,066 0,121 0,028 0,042 0,040 0,047 0,106 0,072 0,070Céladonite 0,262 0,241 0,284 0,145 0,219 0,187 0,235 0,284 0,231 0,155 0,118 0,039 0,106Muscovite 0,629 0,597 0,631 0,591 0,638 0,576 0,686 0,535 0,599 0,628 0,607 0,645 0,581total 1,003 1,000 1,004 1,004 1,001 1,002 1,001 1,001 1,003 1,004 1,002 1,002 1,007
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,281 3,279 3,296 3,177 3,244 3,228 3,245 3,336 3,266 3,183 3,147 3,046 3,127Ti 0,006 0,008 0,005 0,009 0,008 0,010 0,006 0,007 0,005 0,003 0,009 0,002 0,002Al tetr. 0,715 0,713 0,701 0,816 0,748 0,761 0,750 0,657 0,731 0,816 0,845 0,952 0,873Somme tetr. 4,002 4,000 4,002 4,003 4,000 4,000 4,000 4,000 4,001 4,002 4,000 4,001 4,002Al 2,423 2,426 2,392 2,621 2,493 2,516 2,495 2,310 2,453 2,620 2,683 2,895 2,719Al oct. 1,707 1,713 1,691 1,805 1,744 1,754 1,745 1,654 1,723 1,804 1,838 1,944 1,846Fe+Mg+Mn 0,293 0,287 0,309 0,195 0,256 0,246 0,255 0,346 0,277 0,196 0,162 0,056 0,154Somme 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 1,001 1,001 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,001 1,000 1,000 1,000
Décomposition à partir de l’analyse recalculée
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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
246
Echantillon Cha931 Dro931 Trida935
analyse PH4 PH1 PH2 PH5 PH7 PH9 PH10 PH7 PH8 PH4 PH6 PH7 PH4
SiO2 51,00 51,03 50,62 50,95 48,44 48,89 49,00 50,60 49,30 48,61 47,43 52,22 49,68TiO2 0,03 0,12 0,08 0,12 0,04 0,05 0,10 0,09 0,06 0,03 0,16 0,04 0,17Al2O3 32,49 29,91 29,08 31,40 33,93 33,31 32,29 29,64 31,27 31,32 33,69 28,10 32,92FeO 0,97 1,51 1,81 1,43 0,69 0,72 1,33 1,11 1,00 0,82 2,70 4,04 0,62MnO 0,00 0,00 0,02 0,46 0,00 0,03 0,03 0,04 0,08 0,00 0,03 0,02 0,01MgO 2,29 3,18 3,63 2,49 1,76 1,70 2,44 2,80 3,02 2,12 0,99 3,33 1,86CaO 0,03 0,01 0,03 0,48 0,19 0,14 0,24 1,31 0,17 0,06 0,19 0,03 0,17Na2O 0,30 0,31 0,31 0,33 0,61 0,38 0,35 0,21 0,21 0,42 0,72 0,06 0,10K2O 8,13 9,77 9,49 8,89 8,63 8,17 9,01 8,93 7,70 9,06 8,55 7,39 8,53BaO 0,36 0,05 0,17 0,02 0,00 0,02 0,30 0,12 0,00 0,17 0,56 0,18 0,00F 0,17 0,94 0,87 0,96 0,61 0,50 1,43 0,62 0,84 0,42 0,31 0,00 0,11total 95,78 96,82 96,11 97,51 94,91 93,90 96,51 95,48 93,65 93,03 95,32 95,41 94,16
Si 3,312 3,347 3,351 3,309 3,201 3,247 3,238 3,348 3,293 3,285 3,162 3,431 3,276Ti 0,002 0,006 0,004 0,006 0,002 0,002 0,005 0,005 0,003 0,001 0,008 0,002 0,009Al 2,487 2,313 2,269 2,403 2,643 2,607 2,515 2,312 2,462 2,494 2,647 2,176 2,558Fe 0,053 0,083 0,100 0,077 0,038 0,040 0,073 0,062 0,056 0,046 0,150 0,222 0,034Mn 0,000 0,000 0,001 0,025 0,000 0,002 0,002 0,002 0,005 0,000 0,002 0,001 0,000Mg 0,221 0,311 0,359 0,241 0,173 0,168 0,240 0,276 0,301 0,214 0,099 0,326 0,182Ca 0,002 0,001 0,002 0,033 0,014 0,010 0,017 0,093 0,012 0,004 0,014 0,002 0,012Na 0,038 0,039 0,039 0,042 0,079 0,048 0,044 0,027 0,027 0,054 0,092 0,008 0,012K 0,673 0,817 0,801 0,736 0,727 0,692 0,759 0,754 0,656 0,781 0,727 0,620 0,718Ba 0,009 0,001 0,004 0,000 0,000 0,000 0,008 0,003 0,000 0,004 0,015 0,005 0,000F 0,036 0,196 0,182 0,197 0,128 0,106 0,298 0,130 0,177 0,090 0,065 0,000 0,024
Décomposition de Massone (1995)Muscovite 0,526 0,531 0,496 0,490 0,609 0,591 0,568 0,411 0,509 0,588 0,581 0,373 0,600Trioctédrique 0,076 0,060 0,084 0,061 0,058 0,067 0,073 0,005 0,120 0,040 0,068 0,158 0,060MgCeladonite 0,266 0,281 0,283 0,267 0,181 0,212 0,208 0,361 0,264 0,243 0,080 0,264 0,252FeCeladonite 0,063 0,075 0,079 0,086 0,039 0,051 0,064 0,080 0,049 0,053 0,122 0,180 0,047Paragonite 0,052 0,045 0,046 0,049 0,094 0,064 0,052 0,028 0,038 0,064 0,107 0,012 0,017TWM 0,017 0,008 0,012 0,071 0,019 0,018 0,036 0,106 0,025 0,012 0,043 0,014 0,024total 1,000 1,000 1,001 1,023 1,000 1,001 1,001 0,992 1,004 1,000 1,001 1,001 1,000
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
Formule recalculée en enlevant la pyrophyllite et les trioctaédriquesSi 3,056 3,258 3,261 3,160 3,028 2,996 3,090 3,259 2,978 3,161 3,016 3,139 3,026Ti 0,002 0,007 0,005 0,008 0,003 0,003 0,007 0,005 0,005 0,002 0,010 0,004 0,013Al tetr. 0,944 0,735 0,736 0,832 0,969 1,000 0,906 0,737 1,016 0,839 0,977 0,858 0,961Somme tetr. 4,003 4,000 4,001 4,000 4,000 4,000 4,002 4,001 4,000 4,001 4,003 4,002 4,000Al 2,874 2,469 2,464 2,620 2,920 2,985 2,780 2,363 3,011 2,668 2,922 2,704 2,906Al oct. 1,930 1,733 1,728 1,787 1,951 1,985 1,875 1,627 1,995 1,829 1,945 1,846 1,944Fe+Mg+Mn 0,070 0,267 0,272 0,213 0,049 0,015 0,125 0,373 0,005 0,171 0,055 0,154 0,056Somme 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 1,001 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 0,944 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
Annexe I Phengites - unité d’Arina
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
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15
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H15
SiO
225
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627
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727
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25,3
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24,6
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09B
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297
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,82
16,6
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,69
16,0
716
,57
16,2
115
,31
20,7
419
,06
21,3
319
,71
CaO
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Na2
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050,
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00K
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020,
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000,
000,
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000,
100,
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86,6
885
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4
Si
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Fe2,
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n0,
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4C
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20,
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XM
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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
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A13
CA
14C
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60,2
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59,2
159
,82
59,0
058
,11
60,6
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60,3
760
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959
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CO
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,98
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039
,61
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340
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39,8
540
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40,1
440
,91
40,7
339
,17
40,2
139
,45
39,0
639
,32
40,5
940
,64
tota
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,99
99,9
999
,99
99,9
999
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999
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999
,99
99,9
999
,99
99,9
999
,99
99,9
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99,9
999
,99
99,9
999
,99
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C0,
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934
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23C
A24
CA
25C
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CA
26C
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28C
A29
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30C
A31
CA
32C
A33
CA
34
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58,1
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339
,81
tota
l99
,99
99,9
999
,99
99,9
999
,99
99,9
999
,99
100,
0099
,99
99,9
999
,99
99,9
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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