Chapitre 17 • Métamorphisme BP-HT dans les zones d’extension
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17.1 UN MODÈLE SIMPLIFIÉ D’ÉVOLUTION THERMIQUE
D’UNE CHAÎNE DE MONTAGNES
Afin de comprendre cette chronologie des processus métamorphiques, modélisons, de manière simplifiée, l’évolution géodynamique d’une chaîne (figure 17.1).
L’histoire précoce d’une chaîne de montagnes résultant de la collision de deux continents, initialement séparés par un océan, débute dès l’ouverture de cet océan. Au
stade précoce de cette ouverture (stade rift : figure 17.1-t1), le processus d’extension
provoque un amincissement de la lithosphère continentale qui s’accompagne d’une
remontée vers la surface de l’asthénosphère chaude. L’anomalie thermique importante qui en résulte provoque un resserrement des isothermes et peut être responsable d’un métamorphisme de HT-BP (diagramme PT de la figure 17.1-t1) et de la
mise en place de magmas basaltiques, d’origine mantellique, précurseurs de la
croûte océanique, dans la croûte inférieure continentale amincie. Deux trajets PTt
sont représentés sur le diagramme PT à t1 : le trajet de refroidissement isobare d’un
gabbro et celui d’une roche de la croûte inférieure amincie dans le rift.
Si l’extension se poursuit, un océan s’ouvre (figure 17.1-t2). Un gabbro, mis en place
à la ride, se refroidit rapidement en s’éloignant de celle-ci. Il parcourt un trajet de refroidissement, isobare, à basse pression (étoile blanche t2 sur le diagramme P-T t2-t3).
En s’éloignant de la ride, la lithosphère océanique se refroidit, devient plus dense et
s’épaissie. Lorsqu’elle est suffisamment ancienne et épaisse, elle plonge dans le manteau
au niveau d’une zone de subduction sous une des marges passives ou sous la lithosphère
océanique elle-même (figure 17.1-t3). La lithosphère océanique froide s’enfonce rapidement (plusieurs cm par an) dans le manteau. Compte tenu de la mauvaise conductivité des roches, celle-ci se réchauffe lentement, tandis que la pression augmente
instantanément avec la profondeur. Cette lithosphère plongeante est affectée d’un
métamorphisme de faible gradient, de type HP-BT. Les roches suivent des trajectoires PT(t) comme celle de l’étoile blanche à t3. Si certains de ces échantillons sont
ramenés rapidement à la surface tandis que le processus se poursuit, ils suivront quasiment la même trajectoire en sens inverse (trajet rétrograde en tiret sur le diagramme P-T
t2-t3) : c’est ce que l’on peut observer sur le pourtour péri pacifique. À la base de
l’arc magmatique, les magmas se refroidissent dans les conditions du faciès Granulite,
parcourant un trajet de refroidissement isobare à pressions moyennes jusqu’aux
conditions relativement chaudes d’un géotherme intitulé « Arc » sur le diagramme PT à
t2-t3 de la figure 17.1. Ces conditions de HT-BP, couplées au gradient de HP-BT de
la subduction caractérisent un régime de ceintures doubles métamorphiques.
Lorsque la lithosphère océanique est subduite en totalité (figure 17.1-t4) et disparaît dans le manteau (étoile blanche à t4), une portion de la croûte océanique de la
marge chevauchante peut être « obduite » sur la marge continentale. Très localement,
la semelle de cette nappe « d’ophiolites » est le siège d’un métamorphisme de HT
(paragraphe 15.2.3).
Lorsque la dernière portion de lithosphère océanique est également enfouie dans
la subduction, la croûte continentale, amincie sur sa marge, peut être entraînée à son
tour dans la subduction (figure 17.1-t5) et enregistrer des conditions d’UHP. Cepen9782100522682-Nicollet.fm Page 256 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16
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17.1 UN MODÈLE SIMPLIFIÉ D’ÉVOLUTION THERMIQUE
D’UNE CHAÎNE DE MONTAGNES
Afin de comprendre cette chronologie des processus métamorphiques, modélisons, de manière simplifiée, l’évolution géodynamique d’une chaîne (figure 17.1).
L’histoire précoce d’une chaîne de montagnes résultant de la collision de deux continents, initialement séparés par un océan, débute dès l’ouverture de cet océan. Au
stade précoce de cette ouverture (stade rift : figure 17.1-t1), le processus d’extension
provoque un amincissement de la lithosphère continentale qui s’accompagne d’une
remontée vers la surface de l’asthénosphère chaude. L’anomalie thermique importante qui en résulte provoque un resserrement des isothermes et peut être responsable d’un métamorphisme de HT-BP (diagramme PT de la figure 17.1-t1) et de la
mise en place de magmas basaltiques, d’origine mantellique, précurseurs de la
croûte océanique, dans la croûte inférieure continentale amincie. Deux trajets PTt
sont représentés sur le diagramme PT à t1 : le trajet de refroidissement isobare d’un
gabbro et celui d’une roche de la croûte inférieure amincie dans le rift.
Si l’extension se poursuit, un océan s’ouvre (figure 17.1-t2). Un gabbro, mis en place
à la ride, se refroidit rapidement en s’éloignant de celle-ci. Il parcourt un trajet de refroidissement, isobare, à basse pression (étoile blanche t2 sur le diagramme P-T t2-t3).
En s’éloignant de la ride, la lithosphère océanique se refroidit, devient plus dense et
s’épaissie. Lorsqu’elle est suffisamment ancienne et épaisse, elle plonge dans le manteau
au niveau d’une zone de subduction sous une des marges passives ou sous la lithosphère
océanique elle-même (figure 17.1-t3). La lithosphère océanique froide s’enfonce rapidement (plusieurs cm par an) dans le manteau. Compte tenu de la mauvaise conductivité des roches, celle-ci se réchauffe lentement, tandis que la pression augmente
instantanément avec la profondeur. Cette lithosphère plongeante est affectée d’un
métamorphisme de faible gradient, de type HP-BT. Les roches suivent des trajectoires PT(t) comme celle de l’étoile blanche à t3. Si certains de ces échantillons sont
ramenés rapidement à la surface tandis que le processus se poursuit, ils suivront quasiment la même trajectoire en sens inverse (trajet rétrograde en tiret sur le diagramme P-T
t2-t3) : c’est ce que l’on peut observer sur le pourtour péri pacifique. À la base de
l’arc magmatique, les magmas se refroidissent dans les conditions du faciès Granulite,
parcourant un trajet de refroidissement isobare à pressions moyennes jusqu’aux
conditions relativement chaudes d’un géotherme intitulé « Arc » sur le diagramme PT à
t2-t3 de la figure 17.1. Ces conditions de HT-BP, couplées au gradient de HP-BT de
la subduction caractérisent un régime de ceintures doubles métamorphiques.
Lorsque la lithosphère océanique est subduite en totalité (figure 17.1-t4) et disparaît dans le manteau (étoile blanche à t4), une portion de la croûte océanique de la
marge chevauchante peut être « obduite » sur la marge continentale. Très localement,
la semelle de cette nappe « d’ophiolites » est le siège d’un métamorphisme de HT
(paragraphe 15.2.3).
Lorsque la dernière portion de lithosphère océanique est également enfouie dans
la subduction, la croûte continentale, amincie sur sa marge, peut être entraînée à son
tour dans la subduction (figure 17.1-t5) et enregistrer des conditions d’UHP. Cepen9782100522682-Nicollet.fm Page 256 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16