CARACTÉRISATION STRUCTURALE DE LA SUBDUCTION ET DEL’EXHUMATION DANS LES SCHISTES BLEUS. EXEMPLE DE L’ÎLE DE GROIX

Mélody Philippon

Encadrants : Jean Pierre Brun et Frédéric Gueydan.

Résumé

L’étude structurale des formations métamorphiques de haute pression révèle des déformations attribuées soit à la subduc-

tion soit à l’exhumation. La cartographie lithologique et structurale de l’île de Groix à permis d’identifier deux domaines.

1) à l’Est, un domaine présentant des cisaillements vers le N350° et vers le N140°, ou les roches basiques dominent. 2)

un domaine plus large à cisaillements uniquement N350° dans des micaschistes à l’ouest de l’île. Le cisaillement vers le

sud est précoce et synchrone d’une augmentation de pression (jusqu’aux condittions Pression-Température de stabilité de

la paragénèse à Glaucophane, Epidote, Grenat, Lawsonite). Le cisaillement Nord s’accompagne de pli en fourreau dans

le faciès schistes bleus et des schistes verts et de fentes de tension schistes verts. Le cisaillement vers le nord se fait en

décompression. L’étude structurale de l’île de Groix montre donc deux sens de cisaillement de direction identique mais de

sens opposés. 1) un cisaillement vers le N140° associé aux paragénèses de haute pression à lawsonite. 2) un cisaillement

vers le N350° observé dans les roches présentant des paragénèses de plus basse pression. Compte tenu d’un pendage Nord

de la subduction, suggérée par la zonation de la chaîne hercynienne, ces deux déformations peuvent être respectivement

attribuées à la subduction et à l’exhumation. La préservation des paragenèses de haute pression et de la déformation asso-

ciée, dépend des contrastes rhéologiques entre les roches. Les unités compétentes en particulier les unités basiques sont

préservées de la déformation rétograde qui se concentre alors la matrice encaissantes qui sont en général des micaschistes.

Abstract

Structural study of high pressure terranes shows deformation that are linked to subduction or exhumation. The cartography

of the island shows two domains . 1) the eastern part is mostly made of basic units that are sheared top to N350° and top

to 140°.2) The western one, micaschists, are sheared top to N350°. The to top to South shearing is synchronous with an

increase in pressure (trought the Pressure-temperature condittions of the Glaucophane + Epidote + Grenat + Lawsonite

paragenesis). The to top North shearing induce sheat folds (from PT condittions of the blueschists faciès to greenschists

faciès)and greenschists tensile crack. The structural study of Ile de Groix shows two sets of shear criteria with the same

direction but opposite senses of shearing. 1) top to N140° shearing is associated with high pressure parageneses. 2) top

to N350° shearing affects rocks that display low pressure parageneses. Because the structural zonation of the hercynian

chains indicate a subduction with a north dipping, the two deformation observed during this study can be respectively

related to subduction (top to South sens of shearing) and exhumation (top to north sens of shearing). Conservation of high

pressure parageneses and associated deformation, depends on the rheological contrast between rocks. During exhumation

competent domains are preserved from the deformation that concentrates in the less resistant domains (here, micaschists).

Mots-clés : Roches de haute pression, analyse cinématique, métamorphisme, exhumation.

Keywords : High pressure rocks, kinematic analysis, metamorphism, exhumation.

1 Introduction

La plupart des orogènes, passées ou actuelles, présentent à l’affleurement des roches de haute pression

ou/et d’ultra haute pression. Lors de la subduction -océanique ou continentale-, les roches sont enfouies à

grande profondeur et acquièrent des paragenèses minérales de haute pression. Leur présence sur le terrain

amène à se questionner : comment ces unités de haute pression sont elles remontée à la surface ? D’un point de

vu régional, le fonctionnement d’une zone de subduction, indique que les roches enfouies sont cisaillées avec

une cinématique inverse (Figure 1a). Alors que, durant l’exhumation, elles subissent un cisaillement normal

(Figure 1b). Sur le terrain, dans aucun cas cette discrimination, n’a été décrite. A l’échelle locale, les structures

marquant la subduction peuvent-elles être distinguées de celles marquant l’exhumation ?

FIG. 1 – Schéma de principe mettant en évidence la déformation d’une unité de haute pression au cours de a) la subduction

et b) l’exhumation. c) Diagramme (P)Pression-(T)Température montre le trajet de l’unité en gris. So position du point

d’inflexion du panneau plongeant au temps t0, S1 au temps t1. ∆S distance de recul du panneau plongeant.

A proximité de Rennes, l’île de Groix constitue l’une des rare occurence de roches de haute pression-ultra

haute pression paléozoïques. Ces affleurements de roches ayant subis la subduction et l’exhumation serviront

de site pilote pour mener à bien une étude structurale liée aux processus d’enfouissement puis d’exhumation.

Le travail qui suit consiste à établir des relations géométriques et chronologiques entre structure, lithologie

et métamorphisme. Des cartes détaillées de l’île, couplées aux données Pression-Température déjà publiées,

permettront d’analyser avec précision ces relations. Enfin, cette analyse discriminera les déformations associées

au trajet progrades, (i.e) d’enfouissement, des déformations rétrogrades, (i.e) d’exhumation.

2 Les schistes bleus de l’île de Groix

- Place de l’île de Groix dans la chaîne Hercynienne.

Les schistes bleus de l’île de Groix représentent 10% d’une unité de haute pression dont les dimensions sont

estimées à 40 km par 10 à 15 km (Audren and Lefort, 1977). Le métamorphisme de haute pression est datée

à 360-370 Ma, d’après les âges Rb/Sr et 40Ar/39Ar sur phengite (Bosse et al., 2005). Cette unité appartient au

domaine sud armoricain qui est situé au sud de la branche méridionale du cisaillement sud armoricain (CSA)

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(Figure 2a). Les roches de ce domaine correspondraient aux zones internes de la chaîne hercynienne. Gumiaux

(2003) divise le domaine sud armoricain en trois unités :

– Une unité supérieure caractérisée par un métamorphisme de haute pression et de basse température (HP-

BT), un âge précoce dans l’histoire de la collision et une origine allochtone. Les schistes bleus de l’île

de Groix et porphyroïdes de Vendée font partis de cette unité.

– Une unité intermédiaire composée de micaschistes ayant subi un métamorphisme dans le faciès des

schistes verts (jusqu’à celui des amphibolites). Ces roches sont autochtones.

– Une unité inférieure composée de migmatites et granites d’anatexie.

L’unité supérieure chevauche l’unité intermédiaire Figure (2b).

FIG. 2 – Localisation de l’île de Groix. a) Carte simplifiée des reliques de la chaîne hercynienne d’après Gu-

miaux (2003). b) Coupe A-B SSW-NNE passant par l’île de Groix et montrant les relations entre les diverses

unités. CSA : Cisaillement Sud Armoricain.

- Pétrologie de l’île de Groix

L’île de Groix est composé de 80% de micaschistes et 20% de métabasites (roches basiques métamorphi-

sées) (Bosse et al., 2002). Sur la base de l’apparition des minéraux du métamorphisme en fonction des condi-

tions pression-température croissantes, Carpenter (1976) puis Quinquis (1980) ont cartographiés l’isograde du

grenat (NNE-SSW). Celui-ci sépare l’île de Groix en deux parties selon l’absence (à l’ouest) ou la présence (à

l’est) de grenat (Figure 3).

L’analyse pétrologique des métapélites réalisé par Bosse et al. (2002) montre :

– à l’Est l’abondance de grenats dont les proportions modales indiquent une teneur élevée en Manganèse et

Magnésium témoigne d’une pression de 16 à 18 kbar, 450°C. De plus, la présence de pseudomorphoses

de lawsonites dans les métabasites (Felix and Fransolet, 1972) atteste de la haute pression subie par

l’unité supérieure. En effet, Ballèvre et al. (2003) estiment les conditions pression-température à 18 à 20

kbar, 450°C.

– à l’Ouest, les grenats n’ont pas la même composition chimique et sont moins abondants. Par ailleurs, les

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lawsonites sont rares. Les conditions métamorphiques sont évaluées à 12 à 16 kbar, 450°C (Bosse et al.,

2002). L’unité est dite inférieure.

Bosse et al. (2002), identifient deux unités métamorphiques distinctes, séparées par un chevauchement à l’en-

droit de l’isograde du grenat cartographié par Quinquis (1980) (Figure 3). Cette structure chevauchante est en

adéquation avec l’anticlinal affectant l’unité inférieure (à l’Ouest) décrit par Quinquis (1980), (Figure 3).

Shelley and Bossière (1999) définissent la série groissillonne comme étant une séquence rétromorphosée

du faciès des éclogites vers celui des schistes verts. La rétromorphose en faciès schistes verts est très localisé

(Barrientos, 1992). Elle s’accompagne de fluides guidés par la fabrique métamorphique (foliation, variation de

la taille du grain) acquise lors de l’enfouissement.

FIG. 3 – Carte structurale synthétique de l’île de Groix. Les données pression-température des deux unités proviennent

de Bosse et al. (2002) et (Ballèvre et al., 2003). Les trajectoires de foliation sont issues de Quinquis (1980)

- Les déformations décrites à Groix.

Boudier and Nicolas (1976), posent le postulat que les glaucophanites sont plus compétentes et ont conservé

la trace des déformations anciennes, il en est de même pour les schistes verts bien que le développement de

l’albite masque une partie des déformations antérieures. Dans les micaschistes, les déformations récentes sont

clairement marquées : il est très difficle de retrouver la trace des déformations syn-métamorphiques. Boudier

and Nicolas (1976) décrivent plusieurs phases de déformations, dont :

– une déformation laminaire dans le faciès des schistes bleus qui donne naissance au rubannement glaucophane-

épidote caractéristique des schistes bleus lités de l’île de Groix

– des plis d’axes N160°à N170° contemporains du faciès schistes verts, concentriques, disharmoniques à

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déversement Ouest. Ces plis se resserent et s’étirent jusqu’à former des lentilles intrafolliales dans la

partie Est de l’île.

Sur l’île, la linéation d’étirement est principalement définie par le glaucophane (Boudier and Nicolas

(1976),Quinquis (1980))

Quinquis (1980) a étudié la croissance syn-cinématique des grenats. La rotation des porphyroblastes de

grenat indique un sens de cisaillement vers le Nord-Ouest, en adéquation avec la direction d’étirement marquée

par l’axe des plis en fourreau. Cette déformation a eu lieu dans le champ de stabilité du glaucophane, les schistes

bleus étant contemporains d’un plissement isoclinal. On observe à Groix une déformation plane intense. La

déformation associée aux critères de cisaillements vers le Nord-Ouest marque la déformation associée à la

subduction (Quinquis, 1980).

Pour Shelley and Bossière (1999), toute la déformation visible à Groix correspond à la phase d’exhumation

et est liée à une tectonique en extension. Leur travail sur les microstructures met en évidence deux sens de

cisaillement : vers le Nord-Ouest et le Sud-Est, en proportions égales qu’ils interprètent commme étant liés à

une déformation co-axiale durant l’exhumation des schistes bleus.

Des fentes de tension à albite-chlorite, contemporaines d’une déformation extensive, ont également été

décrites. Ces fentes, formées dans les conditions pression température du faciès des schistes verts, sont perpen-

diculaires à la foliation (Barrientos, 1992).

3 Méthode

Afin de discriminer les déformations associées à l’enfouissement des roches de celle liées à leur exhu-

mation, les relations temporelles et spatiales entre la déformation et le métamorphisme doivent être établies.

L’étude des critères cinématiques associés aux paragenèses caractéristiques de haute pression telle que la para-

genèse à glaucophane + épidote + rutile + lawsonite (faciès des schistes bleus), et celle de plus basse pression

albite + chlorite + épidote (faciès des schistes verts), décrites dans la littérature par Ballèvre et al. (2003) et

Barrientos (1992), permettent de caler la déformation dans le temps. D’autre part, la rhéologie, et donc la litho-

logie, implique un comportement différent des roches vis à vis de la déformation. Ce point apparait essentiel

lorsque l’on s’intéresse aux relations dans l’espace entre déformation et lithologie.

Une cartographie détaillée (d’échelle kilométrique à métrique) et de haute résolution (métrique à centi-

métrique) permet d’établir les relations spatiales entre métamorphisme et déformation. La cartographie a été

réalisée à plusieurs échelles à partir :

– Des orthophotogarphies IGN de l’île de Groix dont la résolution du pixel est 50x50cm

– Des quadrillages photographiques dont chaque carré mesure 1x1m

– Des photographies orientées dans l’espace de zones de 20cm par 20cm.

De plus, des études statistiques ont été menées sur les zones de détail (20x20cm) orientées dans l’espace. Dans

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ce but, une automatisation de la mesure a été mise au point : le grand axe des cristaux portant les linéations

d’étirement a été digitalisé sous ArcGis. Puis, un logiciel a permis de récupérer l’orientation des tracés. Cette

technique a permis d’acquerir un grand nombre de données. Les facteurs à prendre en compte pour la validité

de cette étude sont l’erreur de lecture de la boussole durant l’orientation de la zone (matérialisée sur le terrain

par un cadre en bois de 20cmx20cm), la résolution de l’appareil photo utilisé et l’erreur de digitalisation du

tracé.

4 Analyse structurale et cinématique

4.1 Lithologie et structure de la côte Sud

Les données bibliographiques précédement présentées ne montrent pas de grandes variations Nord-Sud.

Comme l’orientation de la foliation est Nord-Sud, cela permet de considèrer que la cartographie de la côte Sud

peut être extrapolée à toute l’île (Figure 4). En terme de lithologies simplifiées, la carte des données brutes

est disponible en annexe A. Deux types de roches sont représentées : les micaschistes, les métabasites et un

mélange entre ces deux lithologies. Le domaine ouest, dominé par les micaschistes avec quelques occurences

basiques, est opposé au domaine est ou les métabasites dominent (Figure 4a). Aussi, les mesures de foliations

sont homogènes et orientées Nord-Sud à pendage Est plus ou moins accentué et excédant rarement les 50°. En

allant vers l’Ouest la direction de la foliation passe au N160°. La foliation est plissée à Port St Nicolas et de

grandes failles tardives hachent la foliation. A l’Est, au niveau de l’unité de haute pression, les trajectoires sont

plus complexes (Figure 4b).

De plus, à l’Ouest de la baie de Locmaria, les linéations d’étirement sont orientés N160°. Leur orientation

est perturbée par la présence de failles. Les linéations d’étirement portent des critères de cisaillement vers le

Nord. A l’Est, l’orientation des linéations est aussi N160°, mais les critères de cisaillement sont vers le Nord

et vers le Sud (Figure 4c). Sur le terrain, la linéation d’étirement est marquée par le glaucophane dans les

schistes bleus, les ocelles d’albite dans les schistes verts et les "rubans" de quartz dans les micaschistes. L’étude

statistique de l’orientation de la linéation d’étirement, effectuée à l’échelle de l’île montre une dispersion.

Cependant, un pic d’orientations comprises entre 120° et 180° est clairement exprimé (Figure 5). La direction

de la linéation d’étirement associée au cisaillement vers le Sud est N140°, alors que la direction de la linéation

associée au cisaillement vers le Nord est N160-170°.

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FIG. 4 – Carte structurale et lithologique de la côte Sud de l’île de Groix. a) Carte de la répartition des lithologies le long

de la côte Sud de l’île de Groix. b) Carte des trajectoires de foliations et des failles principales. c) Carte des linéations

d’étirement et des critères de cisaillements portés par cette linéation.

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FIG. 5 – Histogrammes représentant la fréquence de la direction de la linéation d’étirement (en blanc associé au cisaille-

ment vers le Sud en noir au cisaillement vers le Nord) à l’échelle de l’île de Groix. Sur un jeu de 880 données.

Sur la base de ces observations, deux domaines peuvent être distingués : un domaine à l’Ouest de la baie

de Locmaria, principalement constitué de micaschistes, cisaillés vers le Nord 350°. Puis, un domaine à l’Est

de la Baie de Locmaria composé principalement de roches basiques métamorphisées montrant des critères de

cisaillement vers le Nord (N350°) et vers le Sud (N140°). Ces deux domaines sont supposés être séparés par

une faille passant dans la Baie de Locmaria.

4.2 Déformation de l’unité de Haute-Pression de Locmaria-Pointe des chats

L’unité de haute pression est située à l’est de la baie de Locmaria. Cette unité est composée en grande pro-

portion de métabasites et de zones de mélange. Elle est également affectée par de nombreuses failles normales

(Figure 6). Les trajectoires de foliation sont perturbées par le jeu de ces failles normales, en particulier entre la

baie de Locmaria et la Pointe des Chats (Figure 6a).

La présence de grandes zones de cisaillement vers le Sud associées aux critères de cisaillement N140° et

de zones de cisaillement vers le Nord associées aux critères de cisaillement N350° montre la répartition de la

déformation dans l’espace. En effet, deux déformations cisaillantes dont les directions sont les mêmes mais de

sens opposé sont observées (Figure 6b). De Locmaria à Porh Morvil la structure est rendue complexe par jeu de

failles normales tardives (à faible composante décrochante) qui hachent la structuration antérieure et décalent

des "niveaux repères" basiques (Figure 7a). A l’Ouest, les micaschistes de la Pointe des Saisies sont cisaillés

vers le Nord. De Porh Morvil à la Pointe des Chats, deux zones de cisaillement majeures de pendages opposés

sont observées (Figure 7b). La zone de cisaillement la plus marquée sur le terrain est située entre les deux

ensembles basiques. A l’Est, à la pointe des Chats les micaschistes sont cisaillés vers le Nord.

La répartition des critères de cisaillements le long de la coupe fait apparaître un domaine à dominante

basique qui est cisaillé vers le Sud, entouré par deux domaines à micaschistes cisaillés vers le nord (Les Saisies

et la Pointe des Chats). Suivant cette zonation, les structures caractérisant la déformation N140° et celles qui

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marquent la déformation N350° seront étudiées.

FIG. 6 – Carte structurale et lithologique des unités de haute pression. a) Carte structurale et lithologique présentant

les grandes structures fragiles et ductiles. b) Carte structurale et lithologique présentant les critères de cisaillement en

association avec les grandes structures ductiles et fragiles.

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FIG. 7 – Coupes NNE-SSW des unités de haute pression. a) Coupe A-B allant de Locmaria à Porh Morvil. b) Coupe C-D

allant de Porh Morvil à la Pointe des Chats

4.2.1 Déformation ductile associée au cisaillement N140°

La déformation ductile cisaillante vers le N140° est associée à une tectonique en compression. Elle est

caractérisée par des bandes de cisaillement vers le Sud, un rubannement et un plissement. Voici la description

de ces structures.

- Les bandes de cisaillements :

Les zones de cisaillements vers le Sud sont associées aux paragenèses de haute pression dans les métabasites

à Glaucophane, Epidote, Lawsonites, Grenat.(Figure 8).

La présence de la lawsonite cristallisée dans les zones de cisaillement (Figure 9), implique que le cisaille-

ment en direction du N140° s’est déroulé tandis que la lawsonite croissait, donc dans les conditions Pression-

Température du faciès à Lawsonites. Cette déformation de haute pression témoigne du pic de pression tempé-

rature atteint par ces roches, c’est à dire la fin de la phase prograde.

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FIG. 8 – Bande de cisaillement vers le Sud dans un schiste bleu à Gaucophane, Epidote, Lawsonite et Grenat. a) Photo-

graphie. b) Dessin interprétatif montrant les cisaillements Top to Sud affectant la dalle à Lawsonites. Lw : Lawsonite

FIG. 9 – Zone de cisaillement vers le Sud contenant de la Lawsonite. a) Photographie. b) Dessin interprétatif montrant la

relation entre déformation et minéraux de haute pression. Lw : Lawsonite, Grt : Grenat.

- Rubannement :

Les roches basiques se présentent sous deux aspects. Des glaucophanites massives intensément noires avec

des reflets brillants. Des glaucophanites rubannées présentant une alternance de lits à glaucophanes et épidotes.

Ce rubannement est d’origine métamorphique. C’est le signe d’une déformation intense dans le faciès des

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schistes bleus. Ce rubannement métamorphique est plissé (Figure 10). Cette structure est précoce dans l’histoire

de la déformation (en chronologie relative) car elle est affectée par toutes les déformations antérieures décrites

ci dessous.

FIG. 10 – Photographie montrant le rubannement des schistes bleus, plissé

- Plissement, réorientation des glaucophanes :

Des plis associés au cisaillement vers le Sud sont trouvés au contact entre roches basiques et micaschistes

(exemple à Porh Morvil, Figure 12a). Lors d’un plissement, λ1 est perpendiculaire à λ3. L’axe du pli (β) est

parallèle à λ1 et la linéation d’étirement L est parallèle à λ3 (Figure 11a).

Lorsque les plis en fourreau se forment pendant le cisaillement vers le N140°, les glaucophanes sont réorientés

de manière passive. En effet, leur grand axe s’oriente dans la direction d’étirement principale. Ce plissement

a lieu lorsque le glaucophane est stable ou ne peut plus être déstabilisé. Sous la contrainte il est réorienté

passivement. Le mécanisme de formation des plis en fourreau se déroule en deux étapes. La formation d’un pli

dont l’axe est perpendiculaire à la linéation. Puis sous l’effet d’une forte contrainte cisaillante l’axe du pli est

plissé (Figure 11).

Une étude de l’évolution de la linéation d’étirement au cours de la réorientation de l’axe du pli a été menée.

Des couples (orientation de l’axe du pli, orientation de la linéation d’étirement) ont été mesurés. Au début

de la déformation, un pli classique se forme dont l’axe est perpendiculaire à la linéation (Figure 11a). Le

comportement de la linéation d’étirement lors de la réorientation de l’axe du pli sera différent en fonction de la

rhéologie du matériel et la composante cisaillante en bordure du pli.

Dans le cas d’un matériel très ductile, les axes de plis sont réorientés sans que la linéation d’étirement soit

réorientée.(Figure 11b)

Si le matériel est très visqueux ou si durant la déformation l’axe du pli est réorienté sans cisailler, la linéation

restera perpendiculaire à l’axe du pli.(Figure 11c)

Si les bords du pli sont intensément cisaillés, la linéation tend à se parallèliser avec l’axe du pli (Figure 11d).

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FIG. 11 – Comportement de la linéation d’étirement lors de la formation des plis en fourreaux. a) Formation d’un pli

lors d’un cisaillement avec position des axes principaux de la déformation. b)L’axe du pli n’est pas plissé. La linéation est

perpendiculaire à l’axe du pli. c) L’axe du pli est plissé, la linéation reste perpendiculaire à l’axe du pli . c) L’axe du pli

est plissé, cependant la linéation n’est pas réorientée. d) L’axe du pli est plissé, un cisaillement opère en bordure du pli et

réoriente la linéation.

Dans ce cas, l’axe du pli perpediculaire n’est plus perpendiculaire à la linéation. Grâce à l’angle trouvé entre

linéation et axe du pli, la quantité de déformation ( γ) peut être estimée aux bords du pli (γ=tan(φ)).

Les mesures d’orientations, acquises dans les zones qui présentent un cisaillement vers le Sud, sont repré-

sentées dans un diagramme (Figure 12). Avant que l’axe du pli ne soit réorienté, la linéation d’étirement initiale

(Lo) était dans la direction de λ1, c’est à dire celle du cisaillement vers le N140°. Aussi, l’axe du pli (βo) était

perpendiculaire à Lo c’est à dire au N50°. Lors de la réorientation βr tend à se parallèliser avec λ1 c’est à dire

FIG. 12 – a) Cartographie haute résolution des plis de Porh Morvil, zone ou le cisaillement est orienté vers le Sud. Les

plis affectent aussi bien les métabasites que les micaschistes. b) Données acquises à Porh Morvil . βo, Lo respectivement

axe du pli et linéation initiale. βr, Lr respectivement axe du pli et linéation réorientés.

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avec Lo (140°). Et Lr tend vers βo (50°). Si L reste perpendiculaire à β. Alors le trajet des couples de points

(L, β) se déplacent sur la droite (voir Figure 11d).

L’incertitude sur la mesure est estimée à 5°. Excepté deux mesures, les données de Porh Morvil indiquent

un plissement pour lequel la linéation reste perpendiculaire à l’axe du pli (Figure 11c). En effet, les mesures se

situent à proximité de la droite de pente égale à 1. Aucun cisaillement sur les flancs du pli n’est mis en évidence,

la rhéologie est telle que l’axe de pli entraîne la linéation lors de sa réorientation.

- Etude statistique sur les orientations des grands axes des minéraux de Haute pression portant la linéation

d’étirement :

Concernant la linéation d’étirement, les mesures éparses du grand axe des lawsonites ne permettent pas

de déterminer une orientation particulière (Figure 13 gauche). Au contraire, la répartition du grand axe des

glaucophanes montre une orientation préférentielle au N140° (Figure 13 droite). Les statistiques menées sur

des zones de détails (20x20cm) montrent que la dispersion des linéations, observée précédemment à l’échelle

de l’île, est principalement due à la réorientation des linéations d’étirement durant la déformation de haute

pression. En effet, Les plis réorientent la linéation d’étirement. La linéation d’étirement Nord 140°, marquée

par le glaucophane dans les métabasites peut être attribuée à la haute pression. Alors que la linéation d’étirement

N160°-170°, marquée par le quartz dans les micaschistes, est atribuée à la basse pression.

FIG. 13 – Histogrammes représentant la fréquence de mesure de direction du grand axe de minéraux de haute pression. a)

L’orientation du grand axe des Lawsonites (299 mesures). b) L’orientation du grand axe des glaucophanes (3081 mesures)

Cependant, les histogrammes semblent avoir la même tendance, ce qui est en adéquation avec les observa-

tions précédentes : les lawsonites ont cristallisées durant le cisaillement vers le Nord 140°.

4.2.2 Déformation ductile et fragile associé au cisaillement N350°

Les déformations ductiles et fragiles dues au cisaillement vers le Nord sont des Bandes de cisaillement

en direction du Nord, des boudins et des fentes de tension. Ce cisaillement est associé à une tectonique en

extension.

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- Bandes de cisaillement :

Dans les micaschistes de la Pointe des Chats et de la Pointe des Saisie, de grandes bandes de cisaillement

vers le Nord sont observées (Figure 14).

FIG. 14 – Bandes de cisaillement indiquant un mouvement vers le Nord dans un micaschiste de la Pointe des

Chats. a) Photographie. b) Dessin interprétatif soulignant les bandes de cisaillement.

- Boudinage :

Le boudinage observé dans les micaschites est associé au cisaillement N350° (Figure 15). Les micaschistes

sont cisaillés vers le Nord et une zone de cisaillement vers le Nord est présente dans le boudin basique. Le

boudinage de ce niveau de métabasites montre deux comportements différents vis à vis de la déformation. Les

micaschistes et les glaucophanites litées ondulent lors du boudinage. Les glaucophanites massives se fracturent,

les fentes sont à albite et chlorite (faciès des schistes verts) dans les cous (necks) des boudins.

FIG. 15 – Coupe Nord-Sud de Boudins. a) Photographie d’un niveau de métabasites boudiné dans les micaschistes de la

Pointe des Chats.b) Dessin interprétatif montrant la structuration des boudins.

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- Fente de tension :

Les fentes observées à la Pointe des Chats sont de direction Est-Ouest, perpendiculaires au cisaillement

N350°. Les fentes de tensions sont formées perpendiculairement à la direction d’étirement principale et paral-

lèlement à la direction de raccourcissement principale. Ces fentes sont constituées d’albite et de chlorite et se

sont formées durant le cisaillement vers le Nord.

4.2.3 Déformation fragile tardive

La déformation fragile est tardive car elle affecte toutes les structures. Cette déformation a lieu lorsque les

roches sont remontées au dessus de la transition fragile-ductile.

– Faille normales :

Les failles normales ont une légère composante décrochante et sont orientées NNE-NNW. Elles re-

coupent les zones de cisaillement et perturbent la foliation.

BILAN :

1. Le rubannement précoce observé dans les métabasites rubannées témoigne d’une déformation ductile

intense (Figure 16).

2. Le plissement du rubannement est associé au cisaillement N140°. Il réoriente les linéations d’étirement

(Figure 16).

3. Le boudinage et les fentes de tensions cassantes se forment dans le faciès des schistes verts (Figure 16).

4. Les failles tardives recoupent toutes les structures précedemment observées.

FIG. 16 – Boudin de métabasites dans les micaschistes. a) Photographie des structures caractéristiques observées dans

l’unité de haute pression : un rubannement plissé puis boudiné. b) Dessin interprétatif montrant les relations entre les

différentes déformations.

4.3 Déformation de l’unité de Basse-Pression : Les plis en fourreau du Vallon du Lavoir

Le domaine de basse pression, localisé depuis l’Est de la Baie de Locmaria (à l’Est) jusqu’à la Pointe de

Pen Men est intensément cisaillé vers le NNW (Figure 17). Dans le vallon de Ker Béthanie, des structures

16

métriques dites en fuseau sont observées. Ces structures sont des zones de cisaillement d’échelle métriques

à cinématique vers le Nord (Figure 17). La structure en trois dimensions du pli du Vallon du Lavoir montre

que la déformation affecte aussi bien les schistes bleus localisés au coeur du pli, que les schistes verts en

périphérie (Figure 19). La linéation d’étirement du faciès des schistes verts, marquée par l’albite, est orientée

N160°. La linéation d’étirement du faciès schiste bleus, marquée par le glaucophane, est plissée ou crénulée

par un évènement postérieur à la cristallisation des glaucophanes. Cette crénulation observée dans le faciès des

schistes bleus est parallèle à la linéation d’étirement du faciès des schistes verts (Figure 19). Selon le même

principe que précédemment, une étude sur les relations géométriques entre la linéation (L) et l’axe du pli (β)

(Figure 20b). Au vallon du Lavoir la composante cisaillante sur les bords du plis peut être estimée à γ=0,36

(Figure 20b). Cela peut signifier un comportement ductile de la roche. Enfin, Les plis en fourreaux sont des

structures qui peuvent être observées aussi bien dans les micaschistes que dans les métabasites (Figure 18).

FIG. 17 – Vallon de Kerbéthanie, déformation cisaillante NNW intense dans les micaschistes. a) Photographie. b) Dessin

interprétatif montrant deux grandes bandes de cisaillement

FIG. 18 – Pli en fourreau dans un niveau à graphite des micaschistes, Vallon de Kerigant. a) Photographie. b) Dessin

interprétatif, l’enveloppe tri-dimensionnelle du pli est figurée en dégradés de gris.

17

FIG. 19 – Représentantion en trois dimensions d’un pli en fourreau dans une lame de métabasite, Vallon du Lavoir. a)

Localisation du Vallon du lavoir sur la carte de l’île. b) Panorama du plis en fourreau. c) Dessin interprétatif en trois

dimensions d’un pli en fourreau. La limite schistes bleus-schistes verts est imagée en trois dimension . d) Photographie

représentant de le nez du pli en fourreau. e) Dessin interprétatif montrant la continuitée entre la linéation d’étirement des

schistes verts et la linéation de crénulation des schistes bleus.

18

FIG. 20 – Diagramme montrant les orientations des couples Linéation, Axe de pli au vallon du Lavoir. a) Mesures au nez

du plis. b) Mesures sur la bordure est du pli.

4.4 Relations déformation-métamorphisme

Les études pétrologiques menées par Bosse et al. (2002) sur les micaschistes du domaine de haute pression

montrent qu’à l’échelle de l’unité de haute pression, les domaines ayant conservés les paragenèses de haute

pression sont cisaillés vers le Sud et les domaines rétromorphosés sont cisaillés vers le Nord (Figure 21). Une

étude géochronologique des mêmes échantillons donne des âges Rb/Sr et 40Ar/39Ar sur phengite de 358-366

Ma pour la haute pression et de 345-355 Ma pour la rétromorphose (Bosse et al., 2005).

FIG. 21 – Relation déformation et métamorphisme dans l’unité supérieure, données PT d’après Bosse et al. (2002). a)

Carte lithologique du domaine de haute pression couplée aux critères de cisaillements relevés sur le terrain. b) Diagramme

P-T combinant Données pression température et sens cisaillements qui leur sont associés.

19

5 Interprétation : subduction et exhumation

Toutes les observations effectuées précédemment concernant les conditions de Pression et la déformation

sont resumées dans la figure 22A et B.

FIG. 22 – A) Diagramme Pression, temps représentant la déformation associée aux faciès métamorphiques. La tempéra-

ture est fixée à 450°C car c’est la température maximale estimée pour les deux unités. Lw : lawsonite Gln : Glaucophane,

Ab : Albite et Chl : Chlorite. Les âges du métamorphisme sont des âges Rb/Sr et 40Ar/39Ar sur phengite (Bosse et al.,

2005). B) Comparitimentation de la déformation durant les phases prograde et rétrograde du chemin PT. a) Les pro-

tolithes des roches de l’île de Groix sont des sédiments et des roches basaltiques d’affinité océanique (Bernard-Griffiths

et al., 1986). b) La déformation cisaillante vers le Sud affecte toutes les lithologies lors de la subduction. c) La déformation

cisaillante vers le Nord affecte la lithologie la moins résistante (les micaschistes), la lithologie la plus résistante conserve

les traces de la déformation associée à la subduction. Ici, dans le cas de dyke déformés. d) Boudinage tardif des niveaux

basiques.

5.1 Cisaillement N140° et N350°

Le cisaillement vers le N140° est trouvé en association avec les paragenèses de haute pression à Lawsonites

(Figure 22B, b). Il est conservé aux endroits qui n’ont pas subi de déformations lors de la phase rétrograde

extensive de remonté. Ballèvre et al. (2003) estiment qu’il n’y a pas de déformation après le faciès à lawsonites

car la forme des lawsonite est conservée. En effet, les pseudomorphes ne sont pas déformés, mais l’étude

20

menée ici montre que les zones conservant les traces pétrologiques et structurales de la haute pression ont été

préservées de la déformation associées à l’exhumation (Figure 22B, c). La déformation d’un dyke ne donne pas

la même structure que celle d’une épaisse lame basique. C’est ainsi que s’opposent les domaines Est et Ouest.

A l’Est les dykes sont isolés de la coulée par les différentes déformations successives (Figure 22B, c). C’est

ce processus qui forme les plis isolés décrits par Boudier and Nicolas (1976) et qui crée la lithologie dite de

mélange présente uniquement à l’Est. A l’Ouest, de grandes lames basiques (e.g. lame basique du Vallon du

Lavoir), sont redressées lors du cisaillement d’exhumation, de grand plis en fourreau se sont alors formés.

Les grandes zones de cisaillement qui accomodent la déformation se trouvent au niveau de la lithologie de

plus faible résistance. En effet, la déformation est compartimentée : les zones peu résistantes sont intensément

cisaillées vers le Nord. En revanche les zones très résistantes sont peu déformées par la phase rétrograde et

conservent les traces de cisaillements vers le Sud. Par exemple, à la Pointe des Chats, les micaschistes qui

conservent de grandes bandes de cisaillements vers le Sud sont ceux qui se trouvent pincés entre deux grands

ensembles basiques très résistants et qui lors du cisaillement Nord conservent leurs critères de cisaillement vers

le Sud car les roches basiques qui les entourent ne subissent pas la déformation rétrograde (Figure 23).

FIG. 23 – Log schématique des unités du domaine de haute pression

5.2 Foliation et rubannement

La foliation est associée à une déformation pénétrative intense. Le rubanement des schistes bleus est acquis

à haute pression. L’acquisition d’une foliation prénétrative intense dans les micaschistes ainsi que dans les

métabasites traduit un comportement similaire de ces deux lithologies lors de la déformation associée à la

subduction. Cependant, le plissement de ces schistes bleus n’est pas forcément associé à la haute pression. Ce

dernier peut être associé à la phase rétrograde comme il a déjà été évoqué précédement.

21

5.3 Plissement et boudinage

Quinquis and Cobbold (1978), Cobbold and Quinquis (1980) estiment la quantité necessaire de déforma-

tion pour former des plis en fourreau à 20<γ<200. Les valeurs de γ trouvées dans cette étude montrent un

phénomène local qui traduit un comportement rhéologique des roches plutôt qu’une estimation reélle du γ

subi par les roches groisillonnes. L’étude en trois dimensions du Vallon du Lavoir montre un continuum de

déformation (cisaillement N350°) du faciès des schistes bleus à celui des schistes verts. En effet, les plis en

fourreaux sont des plis réorientés dans l’axe d’étirement principal durant un fort cisaillement. La déformation

au sein de la lame basique du Vallon du Lavoir s’exprime par un plissement et un cisaillement extrême. Ce

cisaillement est marqué dans les schistes bleus par les plis en fourreau et une linéation de crénulation orientée

N160°, dans le champ de stabilité du glaucophane : la linéation est marquée par le glaucophane. Au contact,

dans les schistes verts, la linéation d’étirement N160° marquée par l’albite dans le champ de stabilité de la

paragenèse Albite+Chlorite+Epidote ; est en continuité avec la linéation de crénulation du faciès des schistes

bleus. Enfin, des fentes de tension, orientée N70° à 65°, à albite+chlorite marquent aussi la déformation en

extension associée au cisaillement N350°, mais cette déformation est cassante alors que les précédentes étaient

ductile. On voit donc ici un continuum de déformation du faciès des schistes bleus à celui des schistes verts,

ainsi que le passage d’une déformation pénétrative ductile à une déformation localisée fragile.

Le boudinage est clairement tardif, tout comme les fentes de tensions. Les veines qui leurs sont associés

sont à ablite+chlorite. Ces structures traduisent une déformation localisante. Le boudinage montre une forte dif-

férence rhéologique entre micaschistes et métabasites. Le boudinage se développe dans une couche compétente

lorsque l’on comprime perpendiculairement à la couche. Le taux de croissance de l’instabilité, γ, est fonction

du rapport des viscosités m=µ2 /µ1 (Smith, 1975, 1977). Le développement du boudinage est aussi sensible à la

vitesse de déformation (Hutchinson and Neal, 1977; Hutchinson and Obrecht, 1977). Smith (1977) détermine

deux type de boudinage :

– le boudinage "de flux" peut se développer si m et S (Coéfficient de glissement adimenssioné ou dimen-

sionless slip coefficient) sont suffisament grands. La contrainte appliquée à la roche ne doit pas exceder

la valeur pour laquelle la roche se fracture. C’est le cas des micaschistes et des glaucophanites litées

observées qui ondulent lors du boudinage.

– Le boudinage de fracture se développe si la contrainte horizontale en tension dans la couche devient

supérieure à la résistance en tension du matériel : alors la couche se casse (Loi de Morh-Coulomb). C’est

le cas des glaucophanites massives qui se fracturent lors du boudinage (Figure 22B, c).

22

6 Conclusions

L’analyse structurale et statistique des données portant sur les indicateurs de cisaillement montre bien deux

critères de cisaillement de direction identique mais de sens opposés. Combiné aux informations lithologiques

et métamorphiques, un critère de cisaillement associé à la haute pression peut être discriminé d’un critère

de cisaillement associé à la basse pression. Il est possible de distinguer les marqueurs de la subduction et

de l’exhumation sur l’île de Groix en regardant à la fois les critères cinématiques liés la déformation et les

paragenèses associées.

Au niveau de l’île de Groix, les sens de cisaillement témoignant d’une part de l’enfouissement (N140°),et

d’autre part de la remontée (N350°) sont compatibles avec le plongement Nord du panneau proposé par Cogné

(1977) et repris par Quinquis (1980). Ceci est valable si l’on considère que Groix a été enfouie puis exhumée

le long du plan de subduction sans subir de rotation. Sur le terrain, aucune trace d’un chevauchement n’a été

observée. Cependant, l’île montre clairement deux parties qui s’opposent en terme de lithologies, déformations

et critères de cisaillement. La limite entre ces deux domaines passe dans la Baie de Locmaria. L’anticlinal

catrographié par Quinquis (1980), n’apparait pas dans notre étude structurale. La zone plissé de Port Saint

Nicolas étant à l’origine de l’inversion du pendage qui s’oriente alors vers l’ Ouest.

Aucune structure en boudin n’est observée à l’échelle de l’île comme celle décrites dans les cyclades (Jolivet

et al., 2004; Mehl et al., 2005; Parra et al., 2002). Pour ces auteurs les schistes bleus conservent la déformation

associée à la subduction et les schistes verts celle associée à l’exhumation. Cette étude montre que cela n’est

pas le cas de l’île de Groix, où la déformation liée à l’exhumation commence dans le faciès des schistes bleus

et se poursuit dans celui des schistes verts.

Dans les Alpes (Brunet et al., 2000; Rubatto and Hermann, 2001; Babist et al., 2006; Ganne et al., 2006), au

Tibet (Kapp et al., 2000), au Zagros (Labrousse et al., 2002), dans Hymalaya (Guillot et al., 2000; de Sigoyer

et al., 2004), des failles normales sont observées au contact entre les unités exhumées et les roches de moindre

pression. L’île de Groix étant un objet isolé, les contacts de cette unité de haute pression avec les unités situées

de part et d’autres ne peut pas être observé.

7 Perspectives

L’analyse structurale d’unité de haute pression où le contact avec les roches encaissantes affleure pourrait

permettre de tester la reproductibilité de l’étude et de voir si l’observation de critères de cisaillement de même

direction mais de sens opposé est un paramètre invariant dans les affleurements de Haute pression. Une fois

la direction de cisaillement déterminée, une étude pétrologique permettrait de mettre en évidence un gradient

de pression le long de cette direction afin de valider l’analogie entre direction de cisaillement et position du

panneau plongeant dans la zone de subduction.

23

Legendgroix_litho_finlithologie

Non cartographié

Eclogites

Micachiste à grenat chloritoïde

Micaschiste grisâtre

Micaschiste à Grenat

Micaschiste à grains fins

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Micaschistes à lits graphiteux

Micashiste à galette

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Mélange M GRT CHL+SB

Mélange Micaschiste à GRT + SB

Mélange Micaschiste à galette + SB

Mélange riche en micaschiste

Schistes bleus

Schistes verts

mélange riche en métabasite

Failles

Foliation¹

Linéation d’étirement et sens de cisaillement

Ü

Légende

1 km

®Carte de l’île de Groix.

Données acquises sur le terrain. Lithologie et structure.

Données acquises par: Boix M., Cogné N., Philippon M (Pen Men aux Saisies). Man-nino I. (Port St Nicolas). Kerdraon A., Philippon M. (Les Saisies- Pte des Chats).

ANNEXE A

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L'Amer

Port Lay

Stanvrec

Port Tudy

Port Mélite

Porh Morvil

Les Saisies

Tombe vikingBaie des Curés

Port St Nicolas

Trou de l'Enfer

Phare des Chats

Trou du Tonnerre

Camp des Gaulois

Vallon du lavoir

La Pierre Blanche

Les Sables Rouges

Les Grands Sables

Pointe du Spernec

Pointe du GrognonPointe de Pen Men

Vallon de KérigantLocmaria

Sémaphore du Beg Melen

Vallon de Ker Béthanie

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Direction et pendage Trajectoires interprétatives

Direction de la linéation et sens de cisaillement (flèche)

Je remercie Jean Pierre Brun et Frédéric Gueydan pour m’avoir encadrée tout au long de ce stage. Merci à mes nombreux relecteurs

(Yannick, Jacques, Céline, Nicolas et Hervé). Merci également à tous ceux qui ont

contribués de près ou de loin à ce travail.

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