Les plages de l'ile de Groix (Morbihan) : modèles géodynamiques de la subduction de l'océan Galice – Massif Central et de l'exhumation des roches métamorphiques

Ouessant, Molène, Sein et Groix, quatre iles bretonnes, redoutées des marins. Redoutées des marins certes, mais aussi, et surtout pour Groix, réputée des géologues et des enseignants de SVT.

L'ile de Groix, dans le département du Morbihan, est accessible par bateau depuis le port de Lorient.

Source - © 2018 Google Earth Figure 1. Localisation de l'ile de Groix en Bretagne	Source - © 2018 Google Earth Figure 2. Localisation de l'ile de Groix, au large de Lorient
Source - © 2018 Google Earth Figure 3. Vue aérienne de l'ile de Groix	Source - © 2018 BRGM / InfoTerre Figure 4. Carte géologique de l'ile de Groix
Source - © 2018 Google Earth Figure 5. Localisation des trois principaux affleurements étudiés sur la côte orientale de l'ile de Groix

Nous nous intéresserons principalement, ici, à une zone de l'ile de Groix : la Pointe des Chats et alentours où affleurent des roches métamorphiques témoins de la subduction de l'océan Galice - Massif Central (ou océan Centralien) lors de l'orogenèse varisque.

Après avoir abordé, dans un premier article, la diversité pétrologique des roches métamorphiques de l'ile de Groix, nous discuterons dans ce deuxième article du contexte géodynamique préservé dans les paragenèses des roches métamorphiques de l'ile de Groix : la subduction de l'océan Galice – Massif Central et l'exhumation de ces unités.

L'ile de Groix se subdivise en deux grands domaines, tous deux présentant une foliation peu pentée avec des orientations variables : une unité occidentale composée de métabasites et de micaschistes à graphite en faciès schistes verts surmontée par une partie orientale composée des métabasites et de métapélites en faciès schistes bleus et/ou éclogites.

La partie orientale appelée unité supérieure présente une foliation légèrement pentée vers l'Est. La partie occidentale appelée Unité inférieure montre des plans de foliation peu pentés définissant un antiforme (pli à courbure vers le haut) d'axe NW–SE. La limite entre ces deux unités correspond à l'isograde (c'est-à-dire, la ligne qui pour une chimie de roche donnée définit l'apparition ou la disparition d'un minéral) d'apparition du grenat vers l'Est dans les métabasites.

Source - © 2018 BRGM / InfoTerre, modifié

Figure 6. Unités géologiques de l'ile de Groix

La limite entre les deux unités correspond à l'isograde d'apparition du grenat dans les métabasites (vers l'Est), c'est-à-dire qu'à l'Est de cette limite, les métabasites contiennent du grenat. Dans les métapélites, la limite entre les deux unités sépare les grenats très magnésiens et peu manganésifères à l'Ouest et les grenats peu magnésiens et très manganésifères à l'Est.

La nature et l'origine de cette limite est discuté plus loin.

Les roches de l'ile de Groix montrent différents indices de déformation. Nous avons déjà vu les linéations, la schistosité et les déformations à l'échelle de la lame mince dans l'article précédent (cf. Les plages de l'ile de Groix (Morbihan) : diversité des roches métamorphiques associées à la subduction de l'océan Galice – Massif Central). Des figures de déformation ductile, notamment des plis, sont aussi visibles.

Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 7. Plis dans des glaucophanites de l'ile de Groix Ce sont des plis dysharmoniques et anisopaques marquant le caractère ductile à des températures relativement importantes. Les niveaux verts sont particulièrement riches en épidote.

Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 8. Gros plans sur des plis dans des glaucophanites de l'ile de Groix

Des marqueurs de cisaillements ductiles, marqués par des bandes de cisaillement, des ombres de pression, des plis en fourreau, des tronçonnements de minéraux et des linéations d'allongement sont aussi observables.

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 9. Pli en fourreau dans des micaschistes de l'ile de Groix Ce pli présente une morphologie en « doigt de gant » vu en coupe. On parle aussi de plis à axe courbe, la forme de l'allongement du « doigt de gant » donne la direction d'allongement de la déformation.

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 10. Plis replissé dans des glaucophanites de l'ile de Groix L'observation de la charnière (zone de courbure maximale du pli) à droite du marteau montre que la schistosité dans cette charnière est replissée par des plis de plus petite longueur d'onde ce qui témoigne de deux épisodes tectoniques ou d'effet de plissement disharmonique lié à un fort transport de la matière dans la charnière (on parle de bourrage tectonique de la charnière et de serrage des flancs du pli).

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 11. Plis replissés dans des glaucophanites de l'ile de Groix Le crayon donne l'échelle.

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 12. Détail des plis replissés dans des glaucophanites de l'ile de Groix La déformation avec un pli de plus grande longueur d'onde replissé à petite longueur d'onde est ici le résultat de deux épisodes distincts de déformation. La fracturation observée est plus tardive (déformation cassante).

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 13. Dalle montrant des lawsonites (silicates de Ca et Al) tronçonnées dans une glaucophanite de l'ile de Groix

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 14. Lawsonite tronçonnée dans une glaucophanite de l'ile de Groix La lawsonite (prisme blanc) est ici tronçonnée (déformation cassante) dans une direction perpendiculaire à son allongement. Le tronçonnement de la lawsonite résulte d'un contraste de compétence lors d'un épisode de déformation : la lawsonite se déforme difficilement, plutôt que de s'étirer elle va se tronçonner dans une direction perpendiculaire à celle de l'allongement ; on dit que la lawsonite est compétente. À l'inverse, les minéraux autour de la lawsonite vont s'étirer sans se casser (déformation ductile) ; on dit que ces minéraux ne sont pas compétents. En grattant au couteau le “remplissage” noir entre les fragments de lawsonite, on révèle ici la couleur vert clair de la chlorite. Le plus simple est de penser que le tronçonnement et le “remplissage” sont contemporains et ont eu lieu en faciès schistes verts.

Source - © 1985 Pierre Thomas Figure 15. Détail de la lawsonite tronçonnée dans une glaucophanite de l'ile de Groix La lawsonite (prisme blanc) est ici tronçonnée (déformation cassante) dans une direction perpendiculaire à son allongement. Le tronçonnement de la lawsonite résulte d'un contraste de compétence lors d'un épisode de déformation : la lawsonite se déforme difficilement, plutôt que de s'étirer elle va se tronçonner dans une direction perpendiculaire à celle de l'allongement ; on dit que la lawsonite est compétente. À l'inverse, les minéraux autour de la lawsonite vont s'étirer sans se casser (déformation ductile) ; on dit que ces minéraux ne sont pas compétents.

Source - © 2009 Philippon et al. [11] Figure 16. Bande de cisaillement ductile dans les métabasises à pseudomorphoses de lawsonites de l'ile de Groix Les bandes de cisaillement marquent ici un cisaillement ductile vers le Sud–Est.
Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 17. Ombres de pression sur une glaucophanite de l'ile de Groix en faciès éclogites Les ombres de pression sont à chlorite et permettent de donner un sens de cisaillement quand elles sont mesurées sur le terrain. La chlorite étant un minéral typique du faciès des schistes verts pour les métabasites, ces ombres de pression asymétriques se sont formées lors de la rétromorphose des roches pendant leur exhumation.	Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 18. Ombres de pression sur une glaucophanite de l'ile de Groix en faciès éclogites Les ombres de pression sont à chlorite et permettent de donner un sens de cisaillement quand elles sont mesurées sur le terrain. La chlorite étant un minéral typique du faciès des schistes verts pour les métabasites, ces ombres de pression asymétriques se sont formées lors de la rétromorphose des roches pendant leur exhumation.
Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 19. Linéation d'allongement minérale dans une glaucophanite de l'ile de Groix en faciès schistes bleus Les baguettes de glaucophane bleu–noir sont grossièrement alignées : elle définissent une linéation d'allongement minéral (qui marque l'axe X ou l'axe d'allongement maximum de l'ellipsoïde des déformations). Cette linéation d'allongement, qui permet de déduire une direction préférentielle de transport de la matière (et donc de déformation), est doublement intéressante car elle est marquée par un minéral index du faciès des schistes bleus ce qui indique que la déformation ductile qui a affectée la roche s'est effectuée dans les conditions pressions – températures du faciès des schistes bleus.

À l'échelle des affleurements, les glaucophanites sont souvent boudinées dans les micaschistes ce qui témoigne d'un contraste de compétence (une roche est dite compétente quand elle se déforme mal et a tendance à former des boudins ou à casser ce qui est le cas des glaucophanites, et incompétente quand elle se déforme facilement ce qui est le cas des micaschistes).

La cartographie du Sud de l'ile publiée par Philippon et al. en 2009 [11] a montré l'existence de deux sens de cisaillements marqués dans les ombres de pression. Le premier localisé uniquement au niveau de la zone de contact entre est les deux zones est orienté vers le Sud–Est (orienté N140, c'est-à-dire que sur un plan horizontal, sa direction forme un angle de 140° avec la direction N-S). Ce sens de cisaillement est uniquement visible quand la lawsonite (ou sa pseudomorphose) est préservée. Ainsi ce cisaillement est contemporain des paragenèses basiques de haute pression (les glaucophanites). Un autre sens vers le Nord–Ouest (orienté N350) est marqué uniquement dans les micaschistes dans les paragenèses formées lors de la rétromorphose (vers les schistes verts). Cette rétromorphose est marquée par la disparition de la lawsonite. Ce jeu marque les processus d'exhumation des unités de haute pression.

Les métapélites de l'ile de Groix ont un protolithe pélitique qui témoigne d'un matériel continental détritique avec localement des passées volcano-sédimentaires.

La géochimie des métabasites montrent que ces roches dérivent de protolithes magmatiques basiques : basaltes et dolérites (équivalents microgrenus des basaltes). Dans le détail, la chimie varie entre deux pôles : celui des N-MORB (Normal - Mid Ocean Ridge Basalte), basalte typique des dorsales océaniques actuelles, et celui des basaltes formés sur les iles océaniques associées à un point chaud ou en zone intraplaque continentale (pour plus de détail sur la chimie des basaltes, se reporter à l'article Les magmas primaires basaltiques issus de la fusion du manteau).

Ces données permettent de discuter le contexte d'origine des roches basiques. Contrairement à ce qui est visibles dans la zone liguro-piémontaise des Alpes occidentales (cf. Prisme d'accrétion dans les Alpes), les paragenèses sont celles des faciès schistes bleus et éclogites (marquant une subduction), mais aucune structure de type ophiolite indiscutable n'est observable à l'ile de Groix (même si un affleurement de serpentinite est observé au Nord-Ouest de l'ile). Le fait de retrouver des unités franchement océaniques, telles que des MORB et dunites plutôt de type bassin marginal ou de bordure de marge, ressemble à une zone de type prisme d'accrétion, comme au niveau des subductions actuelles sur la côte Ouest-andine, la côte Est du Japon ou les Antilles, ou à un bassin marginal, ou à un pied de marge (comme certains affleurements du Pays basque, cf. Un volcanisme bien méconnu et pourtant si riche d'enseignement : le volcanisme du Crétacé supérieur du Pays Basque, ses pillow-lavas et la salinité de l'eau de mer). Ainsi l'ile de Groix serait un ancien prisme d'accrétion sédimentaire ou un ancien bassin marginal ou un ancien pied de marge continentale avec des fragments des roches magmatiques basiques subductées préservées.

Les chemins pression – température reconstitués pour les métapélites montrent deux pics de pression – température (voir l'article de Valérie Bosse, Les glaucophanites de l'île de Groix) :

Source - © 2002 D'après Bosse et al. [7], redessiné

Figure 20. Chemin P – T des unités de l'ile de Groix calculés pour les métapélites

Les âges des paragenèses en faciès schistes bleus sont datés de 370 à 360 Ma et celles en faciès schistes verts de 360 à 340 Ma. Ces âges permettent donc de caler la subduction entre 370 et 360 Ma et l'exhumation des unités entre 360 et 340 Ma.

Récapitulons les différentes caractéristiques à prendre en compte.

Les marqueurs de cisaillement associés aux paragenèses de haute pression (par exemple les ombres de pression à glaucophane), notamment au cisaillement des lawsonites qui montrent une croissance prograde, c'est-à-dire lors de l'enfouissement des roches, donc de la subduction océanique, sont dirigées vers le Sud-Est. Cela témoigne (en supposant que la direction n'a pas subi de rotation notable) d'une subduction pentée vers le Nord avec un chevauchement de la plaque supérieure vers le Sud-Est imprimant à la roche un jeu de cisaillement vers le Sud-Est (voir schéma récapitulatif à la fin).

Les cisaillements associés à l'exhumation (cisaillement syn-paragenèse du faciès schistes verts, par exemple les ombres de pression à chlorite) vont dans le sens inverse, soit vers le Nord-Ouest. Ce sens de cisaillement permet de proposer une exhumation associée au jeu d'une faille de détachement pentée vers le Nord-Ouest (voir schéma récapitulatif à la fin).

L'existence de deux unités au niveau de l'ile de Groix a donné lieu à trois types de modèles extrêmes, les trois ayant pu jouer simultanément :

La discontinuité enregistrée par la différence de chemin P–T des unités supérieure et inférieure a conduit à proposer une cause tectonique. L'isograde du grenat (dans les métabasites) représenterait un cisaillement ductile vers l'Ouest (donc un chevauchement de l'Unité supérieure sur l'Unité inférieure). Ainsi l'Unité supérieure représenterait une partie plus profonde du prisme d'accrétion subductée qui viendrait ensuite chevaucher une partie moins profonde. Ce cisaillement ductile à jeu chevauchant vers l'Ouest serait un chevauchement syn-métamorphe (c'est-à-dire contemporain du métamorphisme) ce qui expliquerait qu'il soit difficilement reconnaissable sur le terrain par des marqueurs tectoniques. Il correspondrait à un plan de schistosité portant l'isograde du grenat (l'utilisation d'isogrades pour reconnaitre une zone de cisaillement est un trait classique en déformation ductile : par exemple, une définition du chevauchement central himalayen, le MCT, est la zone marquée par l'isograde du disthène).

Le fait que les marqueurs de subduction océanique sont préservés uniquement dans certaines glaucophanites alors que les autres roches ne gardent pas traces de cet épisode peut s'expliquer par la déformation. Pour expliquer cela, il faut faire intervenir la compétence des roches, c'est-à-dire leur capacité à se déformer. On dira qu'une roche est compétente si elle se déforme difficilement. À l'inverse, une roche qui se déforme facilement est dite incompétente. Les observations montrent que les métabasites en faciès schistes bleus sont plus compétentes que les schistes verts et les micaschistes. Or la déformation influence le métamorphisme : via la recristallisation des minéraux et la diminution des surfaces réactionnelles elle peut limiter les processus de diffusion, ou, au contraire, via le tronçonnement des minéraux augmenter les surfaces réactionnelles et donc favoriser les processus de diffusion (et donc la rétromorphose des roches). C'est ce deuxième aspect qui explique les observations : les métabasites qui sont des roches boudinées donc moins déformables sont moins sensibles aux tronçonnements, les paragenèses les plus antérieures (faciès schistes bleus) et les déformations les plus antérieures (celles associées à la subduction océanique) sont préservées tandis que les autres roches, plus déformables recristallisent et enregistrent la déformation associée à l'exhumation.

Un autre aspect important est l'influence des fluides sur le métamorphisme. Dans la partie centrale de l'ile, les glaucophanites sont étroitement associées aux schistes verts à chlorite, albite, paragonite (mica blanc sodique), barroisite (amphibole calcosodique), titanite (aussi appelé sphène), quartz, magnétite et ilménite. Cette intrication est visible à différentes échelles (du cm au m). Les schistes verts forment le plus souvent des niveaux concordants dans la foliation des schistes bleus mais apparaissent également dans des plans de cisaillement ou en plans axiaux de plis.

Source - © 2015 Simon Couzinié

Figure 21. Exemple de contact schistes bleus – schistes verts dans la partie médiane de l'ile de Groix (Pointe des Chats)

Source - © 1993 Adapté de Barrientos et Selverstone [6]

Figure 22. Schéma de principe de l'association schistes bleus – schistes verts dans la partie médiane de l'ile de Groix

Ces deux lithologies sont en contact continu (absence de faille ou de zone de cisaillement pouvant les juxtaposer). Se pose donc la question de l'origine de cette association entre roches de minéralogies si contrastées.

En pétrologie métamorphique, une différence de composition minéralogique entre deux roches peut résulter de la variation de trois paramètres :

Dans le cas présent, on peut tester l'influence de la chimie du système via la construction de diagrammes dits isocones. Ceux-ci permettent de comparer très facilement la chimie de deux échantillons (un schiste bleu et un schiste vert) en indiquant sur chaque axe les teneurs élémentaires respectives (en poids d'oxyde). Si les points ainsi tracés s'alignent sur une droite de pente 1 alors les deux échantillons peuvent être considérés comme chimiquement identiques.

Source - © 1993 Adapté de Barrientos et Selverstone [6]

Figure 23. Diagramme isocone appliqué à deux exemples d'associations schistes bleus – schistes verts

On montre ainsi que le protolithe (roche initiale ayant subi le métamorphisme) des schistes verts et bleus était identique. Une différence de chimie ne peut pas expliquer les différences de minéralogie observées.

Les outils modernes de la pétrologie métamorphique (mesure locale des compositions chimiques minérales, construction de diagrammes de phases adaptés à la composition chimique considérée) permettent de reconstituer les domaines de stabilité d'assemblages minéralogiques donnés dans l'espace pression – température. Les études conduites à Groix sur les roches basiques ont permis de montrer que l'assemblage minéralogique des schistes verts est stable à plus basse pression que celui des schistes bleus.

Source - © 2015 Simon Couzinié

Figure 24. Résumé des estimations des conditions pression-température de stabilité des assemblages observés dans les schistes verts et bleus

Par ailleurs, il est possible de faire les observations suivantes en lame mince :

Ces observations texturales couplées au diagramme (pression-température) de stabilité des assemblages minéraux montrent que les schistes verts sont issus de la rétromorphose des schistes bleus. Autrement dit, l'ensemble de ces roches a été porté à un instant donné dans les conditions du faciès schistes bleus. Au cours de l'exhumation, une partie seulement des schistes bleus ont subi des transformations minéralogiques aboutissant à la formation des schistes verts.

Les réactions de rétromorphose sont donc spatialement contrôlées par un facteur spécifique : la présence d'une phase fluide libre.

L'existence de celle-ci peut être déduite à partir de l'écriture des réactions de rétromorphose.

Par exemple, pour obtenir à partir de l'assemblage schistes bleus un assemblage schistes verts à albite – chlorite dans les proportions modales (proportion de chaque minéral) telles qu'observées à lame mince, il faut écrire la réaction :

Réaction qui prend en compte au sein des réactifs une phase fluide libre, H₂O. La réaction de rétromorphose est donc bien contrôlée par la disponibilité d'un réactant, ici, une phase aqueuse.

Les datations des schistes bleus et de schistes verts permettent d'estimer une vitesse d'exhumation (de remontée) des unités auxquelles elles appartiennent. Ces résultats semblent indiquer une exhumation rapide bien qu'ils soient à prendre avec précaution compte tenu des faibles températures auxquelles sont soumises ces roches (ce qui limite la diffusion et donc l'enregistrement chimique des évènements géodynamiques).

Cet exemple met bien en évidence le rôle de deux paramètres essentiels sur le métamorphisme, en plus bien sûr de la pression et de la température : les fluides et la déformation. Ce seraient, dans ce modèle, la présence de fluide (ici l'eau) et la capacité des roches à se déformer qui expliqueraient la différence entre l'Ouest et l'Est de l'ile et entre les roches au sein de ces différentes unités.

Dans une telle hypothèse, cela nécessiterait que la partie occidentale de l'ile ait été plus soumise à l'hydratation et à la déformation lors de la rétromorphose.

Des études complémentaires seront donc encore nécessaires pour permettre de trancher ou de quantifier la part de chaque modèle dans l'histoire géologique de Groix. À moins de proposer un nouveau modèle…

Un modèle global peut être proposé pour résumer l'histoire de la subduction de l'ile de Groix. Entre 370 et 360 Ma, il se produit une subduction de l'océan Galice – Massif Central sous le microcontinent Armorica. Puis entre 360 et 340 Ma, à la faveur d'un détachement penté vers le Nord, il se produit une exhumation des unités passées en subduction.

Source - © 2009 Inspiré et Adapté de Philippon et al. [11]

Figure 25. Un modèle possible pour expliquer la formation et l'évolution des paragèneses métamorphiques de l'ile de Groix

Lors de la subduction océanique, les unités basiques sont emportées en subduction dans le prisme d'accrétion sédimentaire. Les marqueurs de cisaillement dans les métabasites en faciès schistes bleus vers le Sud-Est permettent de polariser la subduction (L : lawsonite).

Lors de l'exhumation, le retrait de la subduction et le rejeu en détachement conduit à l'exhumation des unités en faciès schistes bleus et leur rétromorphose en faciès schistes verts. La cinématique du détachement est obtenue grâce au marqueur de cisaillement vers le Nord dans les paragenèses du faciès schistes verts (A : albite).

Les associations de roches à protolithes magmatiques océaniques et sédimentaires continentaux ont conduit à interpréter l'ile de Groix comme la relique d'un prisme d'accrétion sédimentaire dans lesquelles des roches basiques de type basaltes océaniques et de type pied de marge continentale sont préservées, comme observées dans certaines zones de subduction actuelles.

Les déformations enregistrées sont cohérentes avec un épisode subduction océanique du Sud sous le compartiment Nord au Dévonien terminal (âge du métamorphisme dans le faciès des schistes bleus) puis une exhumation due à un rejeu en extension de la zone de subduction au Carbonifère inférieur.

Les différences observées au niveau de l'ile peuvent être expliquées par différents modèles : un chevauchement ductile de la partie Est (avec un métamorphisme de plus haut grade) sur la partie Ouest marqué par l'isograde du grenat, une rétromorphose différentielle due à la disponibilité des fluides et/ou à un gradient de déformation de l'Ouest vers l'Est expliquant une rétromorphose plus poussée à l'Ouest qu'à l'Est.