Chapitre 12 • Les métamorphismes HP et UHP-BT : l’exemple alpin
164
même massif, la présence de précipités de coésite dans la titanite (ou sphène) d’un
marbre suggère l’existence précoce d’une titanite super-siliceuse, stable à plus de 6 GPa.
On remarquera que, dans cet exemple, la coésite représente une phase de « basse
pression », formé au cours de l’exhumation de la roche !
Les unités d’UHP contiennent parfois des péridotites à grenat, témoins du manteau.
La présence d’une ou l’autre des trois phases alumineuses dans les péridotites : plagioclase, spinelle ou grenat, est un indicateur barométrique. Le plagioclase indique un
manteau équilibré à moins de 1 GPa, le grenat, un manteau équilibré à plus de 1,5 GPa.
Le spinelle indique des pressions intermédiaires. On peut voir ces différents domaines
de stabilité des péridotites du manteau sur la figure 16.1. La découverte d’exsolutions
d’orthopyroxène dans les grenats d’une péridotite de Norvège montre que ce minéral
s’est formé à partir d’un grenat super-siliceux, c’est-à-dire qui incorporait du composant majorite (MgSiO 3 ) dans sa formule, ce grenat stable à très hautes pressions. La
« reconstruction » de la composition du minéral précurseur, en ré-incorporant la
composition des exsolutions dans le grenat hôte, permet de calculer la proportion du
pôle majorite et ainsi d’estimer les conditions P-T de formation du minéral. Ces
conditions sont supérieures à 6-8 GPa, c’est-à-dire 200-250 km de profondeur. En
Chine, ce sont des lamelles de grenat et rutile dans le clinopyroxène qui représenteraient les produits de déstabilisation d’un grenat majoritique. Le massif du Erzgebirge
montre des roches équivalentes. Ces péridotites à grenat majoritique, d’origine mantellique, n’ont pas nécessairement une histoire identique à celle des roches d’UHP,
d’origine crustale, auxquelles elles sont maintenant associées. Les conditions extrêmes
enregistrées par ces roches mantelliques pourraient avoir été acquises lors de mouvements convectifs dans le manteau, avant d’être incorporées dans des unités d’UHP
avec lesquelles elles sont exhumées.
Les âges des formations d’UHP (figure 12.3) se répartissent depuis le néoprotérozoïque jusqu’à 4 Ma en Papouasie-Nouvelle Guinée (Baldwin et al., 2004). Les
formations les plus anciennes connues à l’heure actuelle ont 620 et 630 Ma et proviennent de la chaîne panafricaine au Mali et au Brésil. Ces formations sont rencontrées
dans la majorité des chaînes dans cet intervalle de temps : dans la chaîne calédonienne,
au nord de l’Europe ; dans la chaîne hercynienne et, en particulier, dans les monts du
Lyonnais, dans le Massif central français (Lardeaux et al., 2001) et dans les chaînes
méso-cénozoïques (Alpes-Himalaya). Il est vraisemblable que des témoins plus anciens
seront trouvés dans les années à venir, au moins jusqu’à 2 Ga, âge des éclogites
paléoprotérozoïques de Tanzanie (Möller et al., 1995 ; voir figure 17.2) qui témoignent
que le mécanisme de la subduction existait déjà à cette époque. On note que les roches
de UHP sont absentes le long de la ceinture péri-pacifique.
La dimension des unités d’UHP La caractérisation des conditions métamorphiques
d’UHP à l’aide de microcristaux, dans des roches souvent rétromorphosées dans un
environnement beaucoup moins métamorphique, posent la question de l’extension
spatiale de ces conditions. L’unité de Dora Maira indique globalement des conditions
métamorphiques du faciès Schistes verts. Les roches encaissantes et les témoins
d’UHP ont-ils subi les mêmes conditions extrêmes ou bien ces témoins de l’ultramétamorphisme, de petite taille, ont-ils été introduits tectoniquement et tardivement
9782100522682-Nicollet.fm Page 164 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16
164
même massif, la présence de précipités de coésite dans la titanite (ou sphène) d’un
marbre suggère l’existence précoce d’une titanite super-siliceuse, stable à plus de 6 GPa.
On remarquera que, dans cet exemple, la coésite représente une phase de « basse
pression », formé au cours de l’exhumation de la roche !
Les unités d’UHP contiennent parfois des péridotites à grenat, témoins du manteau.
La présence d’une ou l’autre des trois phases alumineuses dans les péridotites : plagioclase, spinelle ou grenat, est un indicateur barométrique. Le plagioclase indique un
manteau équilibré à moins de 1 GPa, le grenat, un manteau équilibré à plus de 1,5 GPa.
Le spinelle indique des pressions intermédiaires. On peut voir ces différents domaines
de stabilité des péridotites du manteau sur la figure 16.1. La découverte d’exsolutions
d’orthopyroxène dans les grenats d’une péridotite de Norvège montre que ce minéral
s’est formé à partir d’un grenat super-siliceux, c’est-à-dire qui incorporait du composant majorite (MgSiO 3 ) dans sa formule, ce grenat stable à très hautes pressions. La
« reconstruction » de la composition du minéral précurseur, en ré-incorporant la
composition des exsolutions dans le grenat hôte, permet de calculer la proportion du
pôle majorite et ainsi d’estimer les conditions P-T de formation du minéral. Ces
conditions sont supérieures à 6-8 GPa, c’est-à-dire 200-250 km de profondeur. En
Chine, ce sont des lamelles de grenat et rutile dans le clinopyroxène qui représenteraient les produits de déstabilisation d’un grenat majoritique. Le massif du Erzgebirge
montre des roches équivalentes. Ces péridotites à grenat majoritique, d’origine mantellique, n’ont pas nécessairement une histoire identique à celle des roches d’UHP,
d’origine crustale, auxquelles elles sont maintenant associées. Les conditions extrêmes
enregistrées par ces roches mantelliques pourraient avoir été acquises lors de mouvements convectifs dans le manteau, avant d’être incorporées dans des unités d’UHP
avec lesquelles elles sont exhumées.
Les âges des formations d’UHP (figure 12.3) se répartissent depuis le néoprotérozoïque jusqu’à 4 Ma en Papouasie-Nouvelle Guinée (Baldwin et al., 2004). Les
formations les plus anciennes connues à l’heure actuelle ont 620 et 630 Ma et proviennent de la chaîne panafricaine au Mali et au Brésil. Ces formations sont rencontrées
dans la majorité des chaînes dans cet intervalle de temps : dans la chaîne calédonienne,
au nord de l’Europe ; dans la chaîne hercynienne et, en particulier, dans les monts du
Lyonnais, dans le Massif central français (Lardeaux et al., 2001) et dans les chaînes
méso-cénozoïques (Alpes-Himalaya). Il est vraisemblable que des témoins plus anciens
seront trouvés dans les années à venir, au moins jusqu’à 2 Ga, âge des éclogites
paléoprotérozoïques de Tanzanie (Möller et al., 1995 ; voir figure 17.2) qui témoignent
que le mécanisme de la subduction existait déjà à cette époque. On note que les roches
de UHP sont absentes le long de la ceinture péri-pacifique.
La dimension des unités d’UHP La caractérisation des conditions métamorphiques
d’UHP à l’aide de microcristaux, dans des roches souvent rétromorphosées dans un
environnement beaucoup moins métamorphique, posent la question de l’extension
spatiale de ces conditions. L’unité de Dora Maira indique globalement des conditions
métamorphiques du faciès Schistes verts. Les roches encaissantes et les témoins
d’UHP ont-ils subi les mêmes conditions extrêmes ou bien ces témoins de l’ultramétamorphisme, de petite taille, ont-ils été introduits tectoniquement et tardivement
9782100522682-Nicollet.fm Page 164 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16