Le métamorphisme de haute pression de la racine

Université Louis Pasteur, Strasbourg I
Centre de Géochimie de la Surface
Année universitaire 2005/2006.
Master Géosciences, Environnement et Risques, spécialité recherche en Sciences de la Terre.
Projet de recherche.
Le métamorphisme de haute pression de la racine orogénique
moldanubienne : conditions de pression-température des éclogites
de Orlica- nie nik (Massif de Bohême).
Etienne SKRZYPEK
Responsable scientifique :
Pavla ŠTÍPSKÁ
SOMMAIRE
Introduction ............................................................................................................................... 3
I. Contexte géologique .............................................................................................................. 4
II. Eclogites : état des connaissances ........................................................................................ 6
III. Modélisation pétrologique .................................................................................................. 8
III.1 Méthode d’étude ........................................................................................ 9
III.2 Origine des données .................................................................................. 9
III.3 Pseudosection P-T ................................................................................... 11
III.4 Pseudosection P-X(H2O) ......................................................................... 15
IV. Discussion ......................................................................................................................... 18
Conclusion .............................................................................................................................. 20
Remerciements ........................................................................................................................ 21
Bibliographie ........................................................................................................................... 22
Annexe .................................................................................................................................... 24
2
Introduction
Le métamorphisme est un réarrangement minéralogique et structural d’une roche
solide, sous des conditions de pression et de température qui diffèrent de celles de sa
formation. Pour les unités métamorphiques dites de haute pression, l’éventail de ces
conditions physico-chimiques est très large et cela implique une étude minutieuse de l’histoire
des roches observées. Les éclogites de Orlica- nie nik, dans le Massif de Bohême, sont
particulières dans le sens où l’histoire enregistrée pas ces roches fortement métamorphisées de
la racine orogénique du domaine moldanubien indique des conditions de formation à la base
d’une croûte continentale épaissie. Dans ces terrains métamorphiques, les différents minéraux
constitutifs des éclogites, en particulier le grenat, sont des témoins importants de l’évolution
des conditions physiques et chimiques du milieu et l’observation des inclusions et de la
zonation des grenats fournit des estimations précises de pression et de température. Le but de
ce travail est d’évaluer ces conditions de pression-température lors du métamorphisme
prograde, c'
est-à-dire lorsque la température augmente, des éclogites du dôme de Orlicanie nik. Pour cela il faudra, dans un premier temps, se concentrer sur la modélisation du
chemin prograde du grenat grâce au modèle d’amphibole récemment développé pour le
logiciel Thermocalc, pour ensuite discuter les différentes solutions susceptibles de concorder
avec les observations.
3
I. Contexte géologique
La zone d’étude se situe dans le massif des Sudètes, à la frontière entre Pologne et
République tchèque, environ 100 km au sud de Wrocław. Le dôme de Orlica- nie nik occupe
l’extrémité nord-est de la zone moldanubienne dans le massif de Bohême (Figure 1.A,B),
massif issu de l’orogenèse varisque.
La formation de la chaîne varisque (entre 420 et 250 Ma) est expliquée par la
fermeture d’un océan paléozoïque (la « Proto-Téthys ») et par la collision finale des
continents laurasien et gondwanien. Les zones ainsi crées sont communément divisés en trois
domaines d’orientation SO-NE : le Saxothuringien, le Moldanubien et le Moravo-Silésien
(Figure 1.A). Le métamorphisme faible à nul des sédiments du Saxothuringien ainsi que la
présence de schistes bleus, de schistes blancs et d’éclogites de basse température indiquent
qu’il s’agit d’un ancien prisme d’accrétion formé lors d’une subduction. D’autre part, la zone
du Moldanubien, siège d’un métamorphisme important, indique un contexte tectonique
différent. Si les conditions de métamorphisme dominantes sont de type basse pression-haute
température, le Moldanubien contient également des roches de haute pression (faciès granulite
et éclogite) qui sont typiques de terrains formés lors de collision continent-continent
(Brueckner et al., 1991).
Le massif de Orlica- nie nik, bordé au nord-est et au sud-ouest par la faille marginale
des Sudètes et la faille de Bušin respectivement, contient des roches métamorphiques de haute
pression. Sa lithologie est détaillée par Don et al. (1990). Il est principalement constitué de
deux séries métasédimentaires et d’orthogneiss (Figure 1.C).
La série protérozoïque de Młynowiec présente des paragneiss à plagioclase parfois associés à
des micaschistes et amphibolites.
La série cambrienne de Stronie est composée de micaschistes et paragneiss avec certaines
intercalations de quartzites, marbres, graphites et amphibolites.
On distingue également deux types d’orthogneiss : le gneiss œillé de nie nik et la variété à
grain fin de Gierałtów. Leurs compositions sont proches de celle d’un granite, protolithe mis
en place entre 520 et 490 Ma. Si l’origine de ces gneiss a longtemps fait débat, Lange et al.
(2005) ont conclu qu’il s’agissait de variations texturales de roches issues d’un même
protolithe.
Le métamorphisme de plus haut degré est représenté par les granulites à l’est du dôme et par
les apparitions sporadiques d’éclogites sur l’ensemble de la zone étudiée.
4
Figure 1. A - Carte géologique simplifiée de l’orogène varisque. Principaux massifs et zones tectoniques
(d’après Brueckner et al., 1991).
B - Massif de Bohême, zones tectoniques et failles importantes. RH : Rhénohercynien ; SX : Saxothuringien ;
MO : Moldanubien ; MS Moravo-silésien ; OFZ : Faille d’Odra ; IFZ : Faille intra-sudétique ; EFZ : Faille de
l’Elbe (modifié d’après Lange et al., 2005).
C - Localisation et lithologie du dôme de Orlica- nie nik.
1- Formation de Stronie ; 2- Gneiss de nie nik et Gierałtów ; 3- Formation de Nove M sto ; 4- Formation de
Zabr h ; 5- Formation de Stare M sto ; 6- Series de Branné et Velke Vrbno ; 7- Gneiss de Kepernik ; 8Granitoïdes varisques ; 9- Unité épi-métamorphique de Kłodzko ; 10- Unité de Góry Bardzkie ; 11- Roches
permo-mésozoïques ; 12- Frontière (d’après Don et al., 1990).
5
II. Eclogites : état des connaissances
Des roches appartenant au faciès éclogite ont été répertoriées dans plus de cent
localités du Moldanubien. Dans le massif de nie nik, les éclogites apparaissent dans trois
zones distinguées par Bröcker et Klemd (1996) : les unités de nie nik, Mi dzygórze et Złote
(Figure 2). On les observe dans des blocs isolés, intercalés entre les granulites dans l’unité de
Złote, ou encore formant des lentilles dans les gneiss de nie nik et Gierałtów. Smulikowski
(1964) a décrit ces lentilles : elles atteignent 200 à 300 mètres de longueur et 10 mètres
d’épaisseur, sont souvent amphibolitisées à leur périphérie ou le long de fractures les
traversant. Smulikowski (1967) a ainsi répertorié huit types d’éclogites selon des critères
pétrographiques.
Figure 2. Localisation de éclogites aux environs du Mont nie nik.
I - Unité de Mi dzygórze ; II - Unité de nie nik ; III - Unité de Złote ; 1 - Sédiments mésozoïques ; 2 - Gneiss
oeillé de nie nik ; 3 - Formation de Gierałtów ; 4 - Séries de Stronie et Młynowiec ; 5 - Granulites ; 6 Granitoïdes varisques ; 7 - Mt nie nik (alt. 1425m), (modifié d’après Bröcker et Klemd, 1996).
6
On retiendra que la minéralogie est variée puisque, au-delà de l’assemblage
caractéristique grenat-clinopyroxène omphacitique, on trouve parfois des quantités notables
d’amphibole primaire, probablement de type carinthine (Bakun-Czubarow, 1968), de
disthène, de zoïsite et, dans une moindre mesure, des micas, du quartz et des carbonates. Les
minéraux accessoires ne font pas défaut et sont même parfois présents en quantité importante
dans les échantillons de Czernica riches en ilménite (Bakun-Czubarow, 1998). Le grenat est
majoritairement almandin mais il peut arriver que la molécule pyrope prévale. La teneur en
molécule jadéitique dans l’omphacite atteint en moyenne 30%. Certaines observations
révèlent même la possible existence antérieure de coésite (Bakun-Czubarow, 1991).
La détermination des protolithes de ces éclogites fait encore débat. Smulikowski
(1967) affirme une origine clairement sédimentaire, principalement à cause de la présence de
dolomite. Il envisage alors, pour les échantillons de Mi dzygórze, un métamorphisme
affectant des marbres dolomitiques riches en fer intercalés avec des boues siliceuses.
Concernant les éclogites de Nowa Wie , il n’exclut pas la possibilité d’un protolithe igné,
hautement basique, rejoignant ainsi Bakun-Czubarow (1968) qui, d’après la haute teneur en
pyrope et en éléments du groupe du fer, confirme une origine basaltique et conclut à un
protolithe de type tuff ou lave. Les éclogites de Czernica sont elles aussi issues d’un basalte
de type MORB riche en fer (Bakun-Czubarow, 1998).
Un certain consensus concernant l’âge du métamorphisme semble avoir été trouvé.
Les analyses des zircons de granulites felsiques fournissent un âge de 341,3 ± 0,7 Ma (Štípská
et al., 2004) et Brueckner et al. (1991) obtiennent pour les éclogites, par datation Sm-Nd, des
âges allant de 324 à 341 Ma. Ces deux résultats sont interprétés comme l’âge du
métamorphisme dans la région de nie nik. Une courbe isochrone roche totale, par analyse
Sm-Nd, a également montré un âge de 510 Ma (Brueckner et al., 1991), qui doit être pris avec
grande précaution, mais qui pourrait refléter l’âge de mise en place d’un supposé protolithe
magmatique de type MORB.
Pour Smulikowski (1967), le métamorphisme in situ de basse température des
sédiments de la formation de Stronie a produit les roches de haute pression que sont les
éclogites actuelles. Brueckner et al. (1991) envisagent plutôt une série d’événements
structuraux, métamorphiques et magmatiques entre 340 et 320 Ma et relient la formation
d’éclogites à une collision continent-continent. Don et al. (1990) voient dans ces éclogites des
xénolithes du socle profond, remontés par une racine chevauchante. Cette idée d’exhumation
crustale est développée par Schulmann et al. (2005) et datée entre 370 et 340 Ma.
L’exhumation de ces roches de haute pression est attribuée à une extrusion verticale de la
7
croûte inférieure, ce qui explique les bandes de granulites au sud-est du massif de Bohême
(Racek et al., 2006) et les granulites de Orlica- nie nik (Štípská et al., 2004).
Les estimations de pression et température sont relativement concordantes selon les
zones du dôme de nie nik. Les unités de nie nik et Mi dzygórze indiquent des conditions
de métamorphisme de 620-740°C ;13,5-16 kbar et 700°C ; 13-15 kbar (Brueckner et al., 1991,
Bröcker et Klemd, 1996). Des températures supérieures, entre 800 et 900°C, ont néanmoins
été obtenues pour les éclogites associées aux granulites dans l’unité de Złote (Brueckner et al.,
1991). De plus, la présence antérieure de coésite envisagée par Bakun-Czubarow (1991) et
Bröcker et Klemd (1996), implique des maxima de pression de l’ordre de 27-28 kbar, pour
des températures toujours élevées (600-800°C). Notons simplement que les résultats fournis
par les roches de haute pression au sud-est du massif de Bohême montrent des comportements
plutôt semblables, avec des conditions d’environ 750°C ; 14-15 kbar (Racek et al., 2006) et
730-750°C ;17-18 kbar (Štípská et Powell, 2005b). Des températures supérieures (950 à
1050°C) ont cependant été déduites de la présence de feldspaths ternaires (voir O’Brien et
Rötzler, 2003), mais sont contestées par Štípská et Powell (2005a) qui ont conclu à une
origine magmatique de ces feldspaths.
III. Modélisation pétrologique
Un outil utile dans la détermination des conditions de pression et température, lors de
métamorphisme de haute pression, est l’étude du chemin prograde du grenat dans les
éclogites. En effet, son histoire métamorphique est révélée par les inclusions minérales qu’il
aura englobées lors de sa croissance et par la zonation chimique qu’il présente. L’intérêt est
donc de relier la stabilité des assemblages minéraux aux observations d’inclusions pour
obtenir alors des "instantanés" de la croissance du grenat et ainsi des fenêtres de pression et
température précises. Il s’agit également d’expliquer le profil chimique du grenat par des
conditions de croissance bien déterminées, c'
est-à-dire fidèles au comportement des diverses
molécules du grenat en fonction des conditions du métamorphisme.
A défaut d’observations d’inclusions pertinentes dans la littérature, la démarche
expérimentale de ce travail se concentrera principalement sur la reconstitution du chemin
prograde grâce à la zonation du grenat. Le but est donc de reconstituer, à l’aide de la
modélisation pétrologique, un profil chimique identique au profil mesuré et concordant avec
les observations minéralogiques. L’expérimentation a été en grande partie inspirée des
8
travaux de Štípská et Powell (2005b) sur les conditions de pression-température d’une
éclogite du massif de Bohême.
III.1 Méthode d’étude
Les calculs ont été réalisés grâce au logiciel THERMOCALC 3.25 (Powell et al.,
1998) et la base de données thermodynamiques 5.5 (Holland et Powell, 1998 : mise à jour de
Novembre 2003). La modélisation a été effectuée dans le système Na2O-CaO-FeO-MgOAl2O3-SiO2-H2O (NCFMASH), à l’aide des modèles d’orthopyroxène de White et al.
(2001), de clinopyroxène de Holland et Powell (1996), de plagioclase de Holland et Powell
(2003) et d’amphibole récemment développé par Dale et al. (2005).
III.2 Origine des données
Afin d’étudier le chemin prograde du grenat d’une éclogite de Nowa Wie , il faut
coupler les analyses chimiques de Smulikowski (1967) et les profils de grenat de Bröcker et
Klemd (1996).
Smulikowski (1967) décrit une éclogite de Nowa Wie
(échantillon 13) à la
minéralogie suivante : grenat + omphacite + quartz + hornblende primaire (type carinthine).
Bröker et Klemd (1996) observent la même teneur importante en hornblende primaire
associée au grenat, à l’omphacite et au quartz (échantillon 1021). En terme de minéralogie,
ces éclogites semblent relativement proches.
Les caractéristiques chimiques des grenats sont également semblables. En effet,
Smulikowski (1967) remarque que les grenats sont dominés par la molécule pyrope pour les
éclogites de Nowa Wie , ce qui est confirmé par le fort pourcentage en MgO de l’analyse
chimique. La formule structurale du grenat nous fournit les pourcentages des différentes
molécules (Tableau 1). Bröcker et Klemd (1996) caractérisent aussi le grenat de l’échantillon
1021 par sa haute teneur en pyrope. Le tableau 1 permet de conclure que la chimie des grenats
est très voisine.
Les données utilisées pour la modélisation pétrologique sont donc :
-
l’analyse chimique de l’éclogite de Nowa Wie , riche en carinthine, n°13 (d’après
Smulikowski, 1967) (Tableau 2),
-
le profil du grenat de l’éclogite de Nowa Wie , n°1021 (d’après Bröcker et Klemd,
1996) (Figure 3).
9
Tableau 1. Pourcentage des différentes molécules dans les grenats de Nowa Wie .
Echantillons
13
1021
Pyrope (%)
51,3
47 - 54
Almandin (%)
32,2
33 - 37
Grossulaire (%)
16,5
11 - 17
Tableau 2. Analyse chimique (en pourcentage molaire) de l’éclogite de Nowa Wie (d’après Smulikowski,
1967).
Oxydes
SiO2
Al2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
H2O
Mol %
49,24
9,23
6,8
18,03
11,86
2,6
0,68
Figure 3. Zonation du grenat de Nowa Wie . Prp = Pyrope ; Alm = Almandin ; Grs = Grossulaire ; Sps =
Spessartine. Noter le comportement du grossulaire : augmentation puis légère diminution, du cœur vers les bords
(modifié d’après Bröcker et Klemd, 1996).
10
III.3 Pseudosection P-T
La modélisation pétrologique a pour but de nous renseigner sur la stabilité des
assemblages minéraux à des conditions de pression et température variables, pour une
composition chimique donnée. La grille pétrogénétique ainsi obtenue (Figure 4) indique les
domaines de stabilité des minéraux pour la composition fournie dans le tableau 2.
La pseudosection (Figure 4) a été calculée avec sursaturation en quartz et H2O.
Toutefois, on observe l’apparition de deux domaines sous-saturés en quartz à basse et haute
température. Les phases anhydres apparaissent au profit d’une augmentation de température et
l’assemblage type d’une éclogite à savoir grenat et omphacite (g o) est atteint à 18 kbar au
minimum. On remarque que le grenat apparaît vers 13 kbar pour une température comprise
entre 600 et 800°C et sa croissance est très fortement dépendante de la pression (Figure 5)
pour cette gamme de température. Il atteint 40% en mode lorsque la hornblende a presque
entièrement disparu.
Les résultats concernant l’assemblage final recherché et le pourcentage modal du
grenat concordent avec la composition modale obtenue pas Smulikowski (1967) même si
celle-ci s’avère tout de même discutable puisque très élevée (44,1 % de grenat en mode).
Mais la détermination des assemblages n’est qu’une première étape dans la
caractérisation du chemin prograde du grenat. Pour plus de précision, il faut ensuite observer,
au fur et à mesure de la croissance du grenat, le comportement des isoplèthes, à savoir x(g) et
z(g), où :
L’augmentation de la pression entraîne une diminution de x(g) lors de la croissance du grenat
(Figure 6). Les valeurs sont comprises entre 0,8 et 0,55 environ. Cette tendance est difficile à
relier au profil de la figure 3, car x(g) ne correspond pas rigoureusement à la proportion
d’almandin. Il faudrait pour cela calculer, à partir de la figure 3, les valeurs du rapport
almandin / (almandin+pyrope). Mais le comportement du calcium doit être considéré avec
plus d’attention. D’après la définition, z(g) correspond exactement à la proportion de
grossulaire. Or z(g) montre une diminution de 0,4 à 0,2 lorsque le pourcentage modal du
grenat augmente (Figure 6). Ces valeurs ne concordent pas du tout avec le profil, qui présente
11
une variation entre 10 et 20 % de grossulaire et il est donc impossible d’expliquer la zonation
observée dans le grenat grâce à cette modélisation.
Figure 4. Pseudosection P-T pour l’éclogite de Nowa Wie avec sursaturation en quartz et H2O. Les
assemblages sous-saturés en quartz sont notés - q. La composition est donnée en pourcentages molaires
normalisés à 100% des constituants du système NCFMASH. Les abréviations utilisées pour les minéraux sont
détaillées en annexe.
12
Figure 5. Pourcentages modaux du grenat en fonction de la pression et de la température pour les assemblages
décrits dans la figure 4. Noter la forte dépendance en pression entre 600 et 800°C. Le grenat atteint 40 % en
mode lorsque la hornblende commence à faire défaut.
La divergence entre valeurs modélisées et valeurs mesurées pour z(g) peut avoir
plusieurs origines. On doit mieux quantifier le rôle du titane, du fer ferrique ou encore celui
de H2O, autant de facteurs dont l’importance sera discutée plus loin (cf. § IV). Il est
cependant possible de modéliser l’influence de la teneur en H2O sur les assemblages obtenus
et cela constitue l’objet du paragraphe suivant.
13
Figure 6. x(g) et z(g) en fonction de pression et température pour les assemblages décrits dans la figure 4.
14
III.4 Pseudosection P-X(H2O)
La pseudosection précédemment modélisée était basée sur une sursaturation supposée
en H2O, hypothèse qui peut s’avérer douteuse selon le contexte métamorphique de la roche
étudiée. Une étude précédente (Štípská et Powell, 2005b) a démontré qu’une sous-saturation
en H2O pouvait influer fortement sur le comportement des isoplèthes et de là, expliquer le
chemin prograde d’une éclogite de type MORB. C’est pourquoi il faut tenter d’évaluer, pour
l’échantillon de Nowa Wie , l’influence de la concentration en eau, non seulement sur les
assemblages minéraux, mais surtout sur le comportement chimique du grenat.
La pseudosection (Figure 7) a été construite pour une température de 632°C et pour
une variation entre 2 et 12,45 mol % de H2O (les valeurs sont des pourcentages molaires
normalisés à 100% des constituants du système NCFMASH), X(H2O) étant le pourcentage
molaire d’eau.
Le quartz y est toujours considéré en excès mais deux champs sous-saturés apparaissent à
basse pression ainsi qu’à haute pression. La saturation en H2O est principalement atteinte à
environ 6,2 mol % de H2O pour des pressions entre 7 et 19 kbar. A plus haute pression, le
champ de sous-saturation en eau est extrêmement réduit du fait de la faible quantité de
minéraux hydratés et de la disparition de la hornblende. La sous-saturation en H2O entraîne
logiquement une augmentation des domaines de stabilité des phases anhydres. Ainsi, le grenat
est presque toujours présent dans le domaine sous-saturé en H2O et sa courbe d’apparition est
uniquement liée à la teneur en H2O.
Pour des pressions supérieures à 11 kbar, le pourcentage modal du grenat dépend intimement
de X(H2O). Mais la quantité modale du grenat dans le champ sous-saturé en H2O ne dépend
pas toujours de la teneur en eau et est fortement affectée par l’apparition de l’orthopyroxène
(Figure 8). En effet, dans les champs où l’orthopyroxène est stable, pour une teneur en H2O
entre 2 et 6 mol %, le pourcentage modal du grenat est plutôt lié à la variation de pression.
Notons également que le pourcentage modal de 40 % n’est jamais atteint pour cette
pseudosection, ce qui était toutefois prévisible compte tenu des résultats obtenus dans la
figure 5.
Pour des pressions suffisamment élevées, la modélisation de z(g) donne des valeurs
sensiblement inférieurs à ceux obtenus dans la pseudosection P-T (Figure 6) et z(g) dépend
surtout de la teneur en H2O. Mais c’est à nouveau l’apparition d’orthopyroxène qui change
radicalement le comportement des isoplèthes. Ces dernières deviennent dépendantes de la
pression dans les champs où l’orthopyroxène est stable.
15
Figure 7. Pseudosection P-X(H2O) pour une température de 632°C. X(H2O) est la proportion molaire d’eau. Les
assemblages sous-saturés en quartz sont notés -q, ceux sursaturés en eau sont suivis de H2O. La zone ,
difficilement modélisable est sommairement explicitée dans la légende. Noter l’omniprésence du grenat dans le
domaine sous-saturé en H2O. Les abréviations utilisées pour les minéraux sont détaillées en annexe.
L’effet de la teneur en eau est donc sensible aussi bien au niveau des assemblages,
puisque cela entraîne une plus grande stabilité du grenat, mais également dans les valeurs
obtenues pour z(g) qui sont du même ordre que celles du profil (Figure 3). Même si la
croissance du grenat peut être déduite de cette modélisation (Figure 8), la zonation du grenat
reste difficile à recréer vu le comportement de z(g) à basse pression.
16
Figure 8. Pourcentage modal et z(g) du grenat pour les assemblages décrits dans la figure 7. Noter que les
valeurs de z(g) obtenues sont sensiblement inférieures à celles modélisées dans la figure 6.
17
IV. Discussion
Des profils de grenats semblables à celui de la figure 3, en particulier au niveau du
comportement du grossulaire, ont été interprétés comme témoins de l’évolution prograde
d’une éclogite du sud du Massif de Bohême (Racek et al., 2006). Grâce au modèle
d’amphibole nouvellement développé par Dale et al. (2005), Štípská et Powell (2005b) ont
aussi pu corréler les profils observés avec les données modélisées pour conclure que la
zonation témoignait d’un chemin prograde du grenat. Cette croissance du grenat a également
été envisagée dans des conditions de sous-saturation en H2O et elle s’avère tout à fait
cohérente avec les mesures même si cette explication n’a pas été retenue (Štípská et Powell,
2005b).
Les quantités modales de grenat obtenues pour la pseudosection P-T saturée en H2O
correspondent aux valeurs mesurées et indiquent bien une croissance du grenat selon une
augmentation de température (Figure 5). Mais ce chemin prograde est impossible à expliquer
à l’aide des isoplèthes x(g) et z(g) dont les valeurs sont bien plus élevées que celles fournies
par le profil (Figure 3). La zonation du grossulaire en particulier, ne peut pas être recréée à
partir de cette modélisation.
La sous-saturation en H2O augmente le domaine de stabilité du grenat puisque phase
anhydre. La modélisation de son pourcentage modal (Figure 8) confirme toujours une
possible croissance lorsque la pression augmente. La sous-saturation en eau fait surtout
apparaître des valeurs de z(g) plus basses que précédemment (Figure 8) et qui sont du même
ordre que celles du grossulaire dans le profil. Mais ces isoplèthes sont fortement perturbées
par l’apparition d’orthopyroxène à basse pression et elles ne peuvent donc pas expliquer la
zonation observée.
Le problème que présentent ces deux modélisations concerne principalement les
valeurs de z(g) calculées. Il s’agit alors de discuter la divergence entre valeurs modélisées et
mesurées, c'
est-à-dire d’expliquer les trop hautes teneurs en grossulaire obtenues.
La première explication, qui apparaît comme évidente et justifiée, découle de l’origine des
données. La mauvaise corrélation entre observations et modélisations peut tout naturellement
être attribuée à l’utilisation de données d’origines différentes.
Si on admet cependant que les échantillons sont semblables, il faut considérer l’influence
d’autres paramètres lors de l’expérimentation.
18
Le fer ferrique peut avoir un rôle limité. Il n’existe pas de minéral piégeant conjointement fer
ferrique et calcium, ce qui réduirait le calcium disponible pour former du grossulaire et donc
z(g), mais la répartition de Fe3+ entre pyroxènes, amphiboles et grenat est encore mal connue
et il est probable que ceci ait une faible influence sur la quantité d’oxydes disponibles pour la
formation des différentes molécules et ainsi sur les teneurs en grossulaire.
La sous-saturation en H2O a démontré un effet notoire sur les caractéristiques physicochimiques du grenat. Elle a permis un élargissement de son domaine de stabilité et une
diminution intéressante de z(g). Le grenat peut grandir dans des conditions sous-saturées mais
sa zonation présenterait des teneurs en grossulaire toujours trop élevées. L’influence de H2O
sur les valeurs de z(g) est donc certaine mais ce n’est pas le seul facteur qui peut expliquer les
résultats discordants obtenus.
Le paramètre qui est totalement négligé lors de la modélisation est la quantité de titane. En
effet, la modélisation des assemblages minéraux ne tient pas compte des éléments mineurs et
ne les intègre donc pas aux phases calculées. Or, à faible degré de métamorphisme, on peut
trouver du sphène (CaTiSiO5), formé notamment de TiO2 et CaO. Cela veut dire que pour
chaque mole de sphène formée, il faut apporter une mole de TiO2 et une mole de CaO. La
composition chimique utilisée pour la modélisation doit donc tenir compte de ce calcium lié
dans le sphène. La quantité de CaO disponible pour former les autres minéraux en serait ainsi
réduite et cela peut évidemment conduire, d’après la définition de z(g) donnée auparavant, à
des valeurs de z(g) plus basses. La stabilité des minéraux titanifères en fonction du
métamorphisme croissant est généralement la suivante : sphène, puis ilménite, puis rutile.
Etant donné que l’on observe du rutile dans la composition modale de l’éclogite de Nowa
Wie , on peut soupçonner l’existence de sphène avant le début du métamorphisme. Ceci
impliquerait donc d’éliminer le CaO lié dans le sphène lors de la modélisation du chemin
prograde du grenat. Une autre solution serait d’intégrer les minéraux titanifères à la grille
pétrogénétique en modélisant leurs domaines de stabilité, ce qui nécessite la création d’un
modèle reproduisant le comportement de ces minéraux.
Il ne convient pas vraiment de caractériser une erreur associée à la modélisation
pétrologique, même si les données thermodynamiques utilisées portent une part d’incertitude.
Mais la modélisation tient uniquement compte des éléments majeurs pour former les
minéraux les plus importants. Il faut donc parler plutôt de limites du modèle, dans le sens où
c’est l’absence de certains paramètres qui engendre des résultats discutables.
19
Conclusion
L’objectif de la modélisation était de créer, selon des conditions de croissance
métamorphique cohérentes, un profil chimique de grenat identique au profil réel, afin de
déterminer les conditions de pression et de température lors du métamorphisme prograde
d’une éclogite du Massif de Bohême.
Les pseudosections obtenues permettent la croissance du grenat selon une
augmentation de température ou de pression, aussi bien dans des conditions de saturation en
H2O que dans le cas d’une sous-saturation en H2O. De plus, les pourcentages modaux du
grenat concordent avec ceux issus de l’analyse chimique. Mais les valeurs du grossulaire, ou
z(g), modélisées sont, quelles que soient les conditions de saturation en H2O, toujours trop
élevées.
La divergence entre valeurs calculées et observées résulte de l’influence de plusieurs
paramètres parmi lesquels :
1. les origines différentes des données qui peuvent compliquer la corrélation entre les
résultats établis.
2. le fer ferrique qui, du fait de sa répartition mal caractérisée entre pyroxènes,
amphiboles et grenat, peut influer faiblement sur les quantités de grossulaire formées.
3. la teneur en H2O qui peut permettre de conserver une croissance prograde du grenat
mais à des valeurs de z(g) du même ordre que celles du profil. Le profil observé reste
toutefois impossible à recréer.
4. les minéraux titanifères, en particulier le sphène qui lie une partie du calcium au
titane. Le CaO disponible pour la formation de grenat est en conséquence réduit, ce qui
pourrait diminuer la proportion de grossulaire.
Au final, je pense que la teneur en H2O a un effet sur les proportions de grossulaire
modélisées, mais je suis intimement convaincu que la valeur de CaO utilisée pour la
modélisation est trop importante et qu’elle doit être réduite d’après la quantité de sphène
présente dans l’analyse chimique. Il serait également intéressant à l’avenir, de pouvoir
modéliser les domaines de stabilité des différents minéraux titanifères, afin de quantifier
l’influence de ces phases sur la chimie des autres minéraux. C’est donc principalement
l’absence de modèle considérant les éléments et minéraux mineurs qui s’oppose à la
détermination des conditions de pression et de température du chemin prograde de cette
éclogite du dôme de Orlica- nie nik.
20
Remerciements
« Sait-on gré du superflu à qui nous prive du nécessaire ? » Mais du superflu autant
que du nécessaire je n’ai été lésé ces jours derniers et cela grâce à la bonté de Mme Pavla
Štípská qui doit trouver dans ces lignes toute la gratitude que je lui exprime. Cette bonté
voyage dans le dédale des murs du Centre de Géochimie de la Surface et je peux certifier
l’avoir rencontrée à nouveau dans le bureau de Mme Anne-Marie Karpoff qui a, avec une
gentillesse débordante, participé à la relecture de mon travail.
Et puisque les demoiselles jalonnent ma vie comme le grenat parsème l’éclogite, je me dois
d’être reconnaissant du soutien moral tendrement apporté par Mlles Breffi et Raeppel.
Que Thomas Courjault reçoive également mes pensées amicales non seulement pour son
concours à la réalisation du projet, mais surtout pour sa compagnie tout au long de cette
année. Il serait malhonnête d’oublier l’agréable apport des camarades de master première et
deuxième année sous la forme de conseils souvent bien avisés.
Mon exercice s’achève ici avec les derniers remerciements qui vont à mes parents et à ma
sœur.
21
Bibliographie
BAKUN-CZUBAROW N., 1968. Geochemical characteristics of eclogites from the environs
of Nowa Wie in the region of nie nik Kłodzki. Archiwum Mineralogiczne, 28-1, 243382.
BAKUN-CZUBAROW N., 1991. On the possibility of occurrence of quartz pseudomorphs
after coesite in the eclogite-granulite rock series of the Złote Mountains in the Sudetes,
SW Poland. Archiwum Mineralogiczne, 47, 5-21.
BAKUN-CZUBAROW N., 1998. Ilmenite-bearing eclogites of the West Sudetes – their
geochemistry and mineral chemistry. Archiwum Mineralogiczne, 51-1-2, 29-110.
BEAUMARCHAIS. Le Mariage de Figaro (1784).
BRÖCKER M. et KLEMD R., 1996. Eclogite-facies metamorphism in the Snieznik Mts.
(Sudetes, Poland): P-T constraints and geological implications. Journal of Geology, 104,
417-433.
BRUECKNER H.K., MEDARIS L. G. et BAKUN-CZUBAROW N., 1991. Nd and Sr age
and isotope patterns from Variscan eclogites of the eastern Bohemian Massif. Neues
Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen, 163, 169-196.
DALE J., POWELL R., WHITE R. W. et ELMER F., 2005. A thermodynamic model for
clinoamphiboles in Na2O–CaO–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O–O for petrological
calculations. Journal of Metamorphic Geology, 23, 771–791.
DON J., DUMICZ M., WOJCIECHWSKA I. et ELA NIEWICZ A., 1990. Lithology and
tectonics of the Orlica- nie nik Dome, Sudetes – Recent State of Knowledge. Neues
Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 179, 159-188.
HOLLAND T. J. B. et POWELL R., 1996. Thermodynamics of order–disorder in minerals. 2.
Symmetric formalism applied to solid solutions. American Mineralogist, 81, 1425–1437.
HOLLAND T. J. B. et POWELL R., 1998. An internally consistent thermodynamic data set
for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 16, 309–343.
HOLLAND T. J. B. et POWELL R., 2003. Activity–composition relations for phases in
petrological calculations: an asymmetric multicomponent formulation. Contributions to
Mineralogy and Petrology, 145, 492–501.
LANGE U., BRÖCKER M., ARMSTRONG R., ELA NIEWICZ A., TRAPP E. et
MEZGER K., 2005. The orthogneiss of the Orlica- nie nik complex (West Sudetes,
Poland): geochemical characteristics, the importance of pre-Variscan migmatization and
constraints on the cooling history. Journal of the Geological Society, London, 162, 973984.
O’BRIEN J. et RÖTZLER J., 2003. High-pressure granulites: formation, recovery of peak
conditions and implications for tectonics. Journal of Metamorphic Geology, 21, 3–20.
22
POWELL R., HOLLAND T. J. B. et WORLEY B., 1998. Calculating phase diagrams
involving solid solutions via non-linear equations, with examples using THERMOCALC.
Journal of Metamorphic Geology, 16, 577–588.
RACEK M., ŠTÍPSKÁ P., PITRA P., SCHULMANN K. et LEXA O., 2006. Metamorphic
record of burial and exhumation of orogenic lower and middle crust: a new
tectonothermal model for the Drosendorf window (Bohemian Massif, Austria).
Mineralogy and Petrology, 86-3-4, 221-251.
SCHULMANN K., KRÖNER A., HEGNER E., WENDT I., KONOPÁSEK J., LEXA O. et
ŠTÍPSKÁ P., 2005. Chronological constraints on the pre-orogenic history, burial and
exhumation of deep-seated rocks along the eastern margin of the Variscan orogen,
Bohemian Massif, Czech Republic. American Journal of Science, 305, 407–448.
SMULIKOWSKI K., 1964. Le problème des éclogites. Geologica Sudetica, 1.
SMULIKOWSKI K., 1967. Eclogites of the nie nik Mountains in the Sudetes. Geologica
Sudetica, 3, 157-174.
ŠTÍPSKÁ P. et POWELL R., 2005a. Does ternary feldspar constrain the metamorphic
conditions of high-grade meta-igneous rocks? Evidence from orthopyroxene granulites,
Bohemian Massif. Journal of Metamorphic Geology, 23, 627–647.
ŠTÍPSKÁ P. et POWELL R., 2005b. Constraining the P–T path of a MORB-type eclogite
using pseudosections, garnet zoning and garnet-clinopyroxene thermometry: an example
from the Bohemian Massif. Journal of Metamorphic Geology, 23, 725–743.
ŠTÍPSKÁ P., SCHULMANN K. et KRÖNER A., 2004. Vertical extrusion and middle crustal
spreading of omphacite granulite: a model of syn-convergent exhumation (Bohemian
Massif, Czech Republic). Journal of Metamorphic Geology, 22, 179–198.
WHITE R. W., POWELL R. et HOLLAND T. J. B., 2001. Calculation of partial melting
equilibria in the system Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O (NCKFMASH).
Journal of Metamorphic Geology, 19, 139–153.
23
Annexe
Abréviations des noms de minéraux utilisées dans les pseudosections (Figures 4 et 7).
act = actinote
chl = chlorite
di = diopside
g = grenat
gl = glaucophane
hb = hornblende
o = omphacite
opx = orthopyroxène
pl = plagioclase
q = quartz
zo = zoïsite
H2O = eau
24
Résumé
Les éclogites de la racine orogénique du domaine moldanubien dans le Massif de
Bohême indiquent des conditions de 750°C et 18 kbar, ce qui correspond à des pression et
température atteintes à la base d’une croûte continentale. A partir d’une analyse chimique et
du profil d’un grenat, le but de ce travail est de déterminer les conditions de pression et de
température lors du métamorphisme prograde. La modélisation, basée sur un modèle
d’amphibole récemment développé, indique une croissance prograde du grenat aussi bien
dans des conditions de saturation que de sous-saturation en H2O. Mais les valeurs de z(g)
(z(g)=Ca/[Ca+Fe+Mg]) modélisées sont toujours plus élevées que les proportions en
grossulaire du profil du grenat et il est alors impossible de recréer la zonation chimique de
celui-ci. La teneur en H2O peut partiellement expliquer la divergence des valeurs mais
d’autres paramètres interviennent certainement. La répartition mal connue du fer ferrique dans
les phases modélisées peut également avoir une faible influence. Les minéraux titanifères
devraient être considérés avec attention, car ils sont susceptibles de lier du CaO, notamment
dans le sphène (CaTiSiO5), diminuant ainsi la quantité de calcium disponible pour former les
autres minéraux. Les modélisations futures doivent donc impérativement tenir compte des
éléments mineurs pour pouvoir déterminer les conditions P-T lors du métamorphisme
prograde.
Abstract
Eclogites from the Moldanubian orogenic root in the Bohemian Massif record peak
conditions of ca. 750°C and 18 kbar, corresponding to those of a thickened continental crust.
The goal of this study is to constrain from a bulk rock composition and a garnet profile the
pressure-temperature conditions during prograde metamorphism. Modelling based on a newly
developed amphibole model indicates a prograde growth of garnet under both H2O-saturated
and H2O-undersaturated conditions. However modelled z(g) (z(g)=Ca/[Ca+Fe+Mg]) values
are always higher than grossular proportions from the garnet profile and thus it is impossible
to obtain the observed garnet zoning. H2O content can only partly explain divergent values, so
attention should be paid to other parameters. Poorly-known ferric iron behaviour in modelled
phases can have some influence. Titaneous minerals, especially titanite (CaTiSiO5), should be
considered because they contain significant amount of CaO and the total quantity of calcium
available for the formation of other metamorphic minerals is therefore decreased. Further
modelling has therefore to take into account the role of minor elements in order to determine
P-T conditions during prograde metamorphism.
25