Article | 20/12/2018
Les plages de l'ile de Groix (Morbihan) : diversité des roches métamorphiques associées à la subduction de l'océan Galice – Massif Central
20/12/2018
Résumé
Diversité pétrologique des roches métamorphiques de l'ile de Groix : schistes verts, schistes bleus et éclogites varisques.
Table des matières
Qui voit Ouessant, voit son sang
Qui voit Molène, voit sa peine
Qui voit Sein, voit sa fin
Qui voit Groix, voit sa croix.
L'ile de Groix
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 |  Source - © 2018 Google Earth |
 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 | |
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.
Dans ce premier article consacré au métamorphisme, nous allons détailler la diversité des roches métamorphiques varisques de l'ile de Groix.
Les roches métamorphiques de l'ile de Groix, aperçu de leur diversité
Les roches métamorphiques de l'ile de Groix et leurs datations ont déjà fait l'objet d'un article par Valérie Bosse de l'Université de Clermont-Ferrand : Les glaucophanites de l'île de Groix. Nous vous proposons ici de revoir la diversité des roches en place (sur le terrain et en lames minces) ainsi que de mettre en évidence, à l'aide de ces roches, quelques paramètres qui influencent le métamorphisme.
La paléogéographie de la chaine varisque au Paléozoïque
Source - © 2001 D'après Matte [e1], modifié
L'ile de Groix représente un vestige de la subduction de l'océan Galice – Massif-Central sous le microcontinent Armorica.
La chaine varisque (ou hercynienne) résulte de la convergence de deux grands blocs lithosphériques continentaux : le Gondwana au Sud et la Laurussia au Nord. Cette convergence s'initie au Silurien. Ces blocs lithosphériques continentaux sont séparés par les océans Rhéique au Nord et Galice – Massif-Central (ou Centralien) au Sud, de part et d'autre d'un microcontinent : l'Armorica. L'étendue de l'océan Galice – Massif-Central est un paramètre encore débattu aujourd'hui.
Voir aussi Le magmatisme des Vosges septentrionales, traceur de l'évolution géodynamique d'un segment de la chaine varisque - Généralités pour une rapide présentation de la géodynamique de la chaine varisque.
P. Matte, 2001. The Variscan collage and orogeny (480–290 Ma) and the tectonic definition of the Armorica microplate : a review, Terra Nova, 13, 2, 122-128
L'ile de Groix représente 10 % d'une unité métamorphique d'environ 50 km de longueur pour environ 10 km de largeur. Cette unité a été transportée (elle est allochtone) sur les terrains en place (dits autochtones) du domaine Sud-armoricain. L'ile de Groix est célèbre pour ses schistes bleus décrits pour la première fois en 1883 par le géologue Charles Barrois.
Source - © 2018 BRGM / InfoTerre, modifié
Figure 6. Unités géologiques de l'ile de Groix
La limite rouge 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
Nous allons observer les principales lithologies de l'ile de Groix et quelques-unes de leurs particularités sans pour autant être exhaustif. Le lecteur qui souhaiterait trouver un travail complet pourra se reporter au remarquable livret-guide de la conférence Variscan 2015 réalisé par Ballèvre et al. [2].
Les métabasites faciès schistes bleus :les glaucophanites
Les roches métamorphiques du faciès schistes bleus à protolithes basiques, ou métabasites, qui représentent 20 % des roches métamorphiques de l'ile, affleurent en lentilles décimétriques à métriques ou en couches dans les micaschistes. Elles peuvent être plissées.
 Source - © 2015 Alexandre Aubray |  Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 8. Intercalations de métabasites (sombres) dans des micaschistes plus clairs, vers Port Mélite Les intercalations continues de métabasites dans les micaschistes permettent d'interpréter les protolithes de ces roches comme des sills, filons horizontaux de basaltes intrudant les sédiments selon les plans de stratification. |
 Source - © 2015 Simon Couzinié |  Source - © 2015 Alexandre Aubray |
Les métabasites, portant toutes une amphibole bleue, le (ou la) glaucophane, sont appelées glaucophanites. La couleur du glaucophane varie du bleu (quand il est riche en magnésium) au noir (quand il est riche en fer). Ces roches sont principalement de trois types pétrographiques.
Le premier type est formé par des glaucophanites à alternances millimétriques de lits d'épidote [de formule Ca2(Fe,Al)Al2(SiO4)(Si2O7)O(OH)] ou de glaucophane [de formule Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2], avec éventuellement du grenat (silicate d'aluminium contenant principalement Fe, Mg, Ca et Mg, avec parfois du chrome).
 Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 11. Vue vers le Sud de la plage des Sables Rouges, ile de Groix La couleur rouge des sables est due à la présence de grenat. | |
 Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 12. Glaucophanite de la plage des Sables Rouges, ile de Groix La roche est constituée d'alternances de lits de glaucophane (bleu) et d'épidote (jaune-verte) avec quelques grenats moulés par la foliation. |  Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 13. Glaucophanite de la plage des Sables Rouges, ile de Groix La zone est très concentrée en épidote jaune-verte, les minéraux bleus sont du glaucophane et les minéraux globulaires rouges sont des grenats. |
 Source - © 2015 Simon Couzinié |  Source - © 2015 Simon Couzinié |
 Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 16. Glaucophanite de la Pointe des Chats à grenats centimétriques, ile de Groix Les grenats sont ici centimétriques. La roche présente (haut de la photo) une veine de quartz se formant lors de la rétromorphose des roches quand la température devient inférieure à celle de la solubilité de la silice (SiO2) dans les fluides (vers 300°C). | |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 17. Glaucophanite de faciès schiste bleu, ile de Groix La roche montre des alternances de lits de minéraux aciculaires bleu-noir, du glaucophane, et de minéraux dont l'habitus n'est pas distinguable et de couleur jaunâtre à vert très clair, de l'épidote. Ces minéraux sont caractéristiques du faciès métamorphique des schistes bleus pour les métabasites. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 18. Détail de la glaucophanite de faciès schiste bleu, ile de Groix 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. |
Le second type est constitué de glaucophanites massives à grenat, épidote et glaucophane sans le litage millimétrique du premier type.
 Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 19. Panorama vers le Sud-Est de la plage des Grands Sables, ile de Groix La plage des Grands Sables présente la particularité d'avoir une forme convexe. Cette plage fera l'objet d'un prochain article. |  Source - © 2015 Alexandre Aubray Figure 20. Glaucophanite de la plage des Grands Sables, ile de Groix La roche est constituée massivement d'un minéral bleu, du glaucophane, de minéraux rouges globulaires, du grenat, et localement de zones jaunes-vertes qui sont des épidotes. |
Le troisième et dernier type est constitué de glaucophanites à grenat et omphacite, un clinopyroxène sodique de couleur verte et de formule (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6. La présence de ces deux minéraux qui sont les minéraux index du faciès éclogites a conduit à placer ces roches dans le faciès métamorphique des éclogites. Cependant des modélisations thermodynamiques plus précises placent ces roches à la transition entre les faciès éclogites et schistes bleus.
Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon
Figure 21. Glaucophanite faciès “éclogites”, Pointe des Chats, ile de Groix
La roche est constituée en masse de glaucophane (minéral bleu), les tâches jaunes sont des épidotes et les taches vertes sont des omphacites (clinopyroxènes sodiques).
Parmi les autres minéraux présents dans ces roches, il est possible de trouver de la phengite (mica blanc de haute pression). Ce mica blanc à l'aspect brillant peut aussi apparaitre sous forme de pseudomorphoses de lawsonite, un sorosilicate de formule CaAl2Si2O7(OH)2,H2O. La lawsonite de forme prismatique à base losangique est déstabilisée en mica blanc sans que la forme de celle-ci soit effacée par la réaction métamorphique de déstabilisation.
 Source - © 2015 Simon Couzinié Figure 22. Pseudomorphoses de lawsonite dans une glaucophanite, ile de Groix Les losanges blancs sont interprétés comme des pseudomorphoses de lawsonite : la lawsonite se déstabilise au cours de l'histoire métamorphique de la roche et les minéraux qui la remplacent (micas blancs, grenats…) croissent à la place de la lawsonite préservant ainsi sa forme. Les losanges peuvent être déformés. | |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 23. Glaucophanite à pseudomorphoses de lawsonite, Locmaria, ile de Groix Les losanges et rectangles blancs sont les pseudomorphoses de lawsonite. Le clou (environ 5 cm) donne l'échelle. |  Source - © 2016 Damien Mollex - Lithothèque ENS de Lyon Figure 24. Glaucophanite à pseudomorphoses de lawsonite, ile de Groix Les losanges et rectangles blancs sont les pseudomorphoses de lawsonite. Le clou (environ 5cm) donne l'échelle. |
La structure des silicates
Source - © 2002 Univ. Wisconsin / J. Banfield et H. Cook-Wallace - Univ. California Berkeley
La structure de base des silicates est le tétraèdre de formule SiO44− (ions Si4+ au centre du tétraèdre entouré de 4 O2− formant les sommets du tétraèdre). La neutralisation des charges négatives se fait par combinaison avec des cations (comme Mg2+, Fe2+, Fe3+, K+…) ou par polymérisation des tétraèdres. Il existe aussi des substitutions de Si4+ par Al3+ ainsi que des octaèdres faisant intervenir Al3+. Les cavités formées par certains arrangements peuvent accueillir des ions, anions comme cations. L'arrangement spatial des tétraèdres avec les cations donne la structure des différents silicates :
- les nésosilicates (island silicates) : tétraèdres isolés, ce sont les olivines, les grenats, le chloritoïde, les silicates d'alumine, le staurotide,
- les sorosilicates (bow tie silicates) : tétraèdres associés par deux en opposition, ce sont les épidotes et la lawsonite,
- les cyclosilicates (ring silicates) : tétraèdres formant des cycles, comme la tourmaline,
- les inosilicates (chain silicates) : tétraèdres arrangés en chaines, chaines simples comme les pyroxènes et chaines doubles comme les amphiboles,
- les phyllosilicates (sheet silicates) : tétraèdres formant des feuillets, comme les chlorites, les micas, les serpentines, le talc et les argiles (cf. Chlorite, talc et serpentine dans une brèche de faille : une illustration des circulations de fluides associées à la tectonique cassante),
- les tectosilicates (framework silicates) : tétraèdres en charpente, comme le quartz et les feldspaths.
Pour des photographies de différents minéraux, se reporter au site de la Lithothèque de l'ENS de Lyon à la page de présentation des silicates.
Observons maintenant quelques lames minces de glaucophanites.
Comment réaliser une lame dans une roche métamorphique ?
Métamorphisme et déformation ductile sont très souvent deux processus qui vont de pair. La lame mince, qui sert principalement à identifier les différentes paragenèses de la roche, doit aussi permettre de caractériser la déformation. La déformation ductile se décrit sur un ellipsoïde des déformations, dont les trois axes sont perpendiculaires, l'axe X étant l'axe d'allongement maximal, l'axe Z étant l'axe de raccourcissement maximal, et le troisième, l'axe Y, est perpendiculaire aux deux autres. Pour observer les effets “maximaux” de la déformation il est donc intéressant de réaliser une lame mince dans le plan XZ (plan permettant d'observer l'allongement maximal et le raccourcissement maximal). Pour cela il suffit de se rappeler que les linéations minérales (minéraux recristallisés de manière syn-cinématique) et d'étirement/allongement (minéraux ou objets préexistants étirés) marquent l'axe X de la déformation et que la schistosité (débit mécanique de la roche) ou foliation (lits minéralogiques) de la roche se met en place perpendiculairement à l'axe Z. Ainsi, il faut réaliser la lame mince perpendiculairement à la schistosité/foliation et parallèlement à la linéation d'allongement/étirement. Mais attention toutes les roches métamorphiques ne présentent pas forcément de schistosité/foliation ou de linéation d'allongement/étirement et dans ce cas il n'y a pas de plan préférentiel pour scier la roche.
Source - © 2016 Alexandre Aubray
Figure. Schéma montrant comment scier une roche métamorphique pour observer au mieux la déformation
Les trois axes perpendiculaires X, Y et Z sont ceux de l'ellipsoïde des déformations.
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 25. Lame mince d'une glaucophanite de faciès schiste bleu de l'ile de Groix en LPNA La foliation est marquée en LPNA par les baguettes de glaucophanes bleus et les minéraux à fort reliefs jaunes, les épidotes. Les taches vertes sont des chlorites formées lors de la rétromorphose des schistes bleus. Les autres minéraux visibles sont principalement des quartz. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 26. Lame mince d'une glaucophanite de faciès schiste bleu de l'ile de Groix en LPA La foliation est marquée en LPNA par les baguettes de glaucophanes bleus et les minéraux à fort reliefs jaunes, les épidotes. Les taches vertes sont des chlorites formées lors de la rétromorphose des schistes bleus. Les autres minéraux visibles sont principalement des quartz. |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 27. Détail de la foliation montrant les baguettes de glaucophane et les chlorites Les baguettes bleues en LPNA sont des glaucophanes. Elles sont pléochroïques et présentent des teintes de polarisation allant du premier au deuxième ordre en LPA mais avec une teinte souvent écrantée par le bleu du minéral. Les minéraux verts sont des chlorites formées lors de la rétromorphose. Elles sont pléochroïques et présentent des teintes de polarisation dans les gris métalliques ou les marron. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 28. Détail de la foliation montrant les baguettes de glaucophane et les chlorites Les baguettes bleues en LPNA sont des glaucophanes. Elles sont pléochroïques et présentent des teintes de polarisation allant du premier au deuxième ordre en LPA mais avec une teinte souvent écrantée par le bleu du minéral. Les minéraux verts sont des chlorites formées lors de la rétromorphose. Elles sont pléochroïques et présentent des teintes de polarisation dans les gris métalliques ou les marron. |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 29. Détail de la foliation montrant les deux types d'épidotes Le minéral à fort relief jaune en LPNA très légèrement pléochroïque est une épidote. Le passage en LPA montre deux types de teintes de polarisation, des teintes dans les gris-blancs du premier ordre (au centre de la photo) : c'est une épidote type clinozoïsite, et des teintes très vives dans les jaunes-rouge du second ordre (le fameux « manteau d'arlequin » au bas de la photo) : c'est une épidote type pistachite. Les deux épidotes ont des compositions chimiques différentes. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 30. Détail de la foliation montrant les deux types d'épidotes Le minéral à fort relief jaune en LPNA très légèrement pléochroïque est une épidote. Le passage en LPA montre deux types de teintes de polarisation, des teintes dans les gris-blancs du premier ordre (au centre de la photo) : c'est une épidote type clinozoïsite, et des teintes très vives dans les jaunes-rouge du second ordre (le fameux « manteau d'arlequin » au bas de la photo) : c'est une épidote type pistachite. Les deux épidotes ont des compositions chimiques différentes. |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 31. Lame mince de glaucophanite faciès éclogites de l'ile de Groix en LPNA Les minéraux globulaires à fort relief et isotropes en LPA sont des grenats, les minéraux bleus en baguette en LPNA et polarisant dans les gris jaunes sont des glaucophanes, les minéraux verts clairs trapus à forts reliefs polarisant dans les gris sont des omphacites. Autour de ces omphacites, de petits minéraux verts sombres marquent la déstabilisation de l'omphacite et du glaucophane lors de la rétromorphose de la roche, ce sont des amphiboles calco-sodiques : ce sont, ici, des barroisites (nommées en l'honneur de Charles Barrois). Les minéraux clairs en LPNA et polarisant dans des teintes du second ordre sont des micas blancs (de haute pression appelés phengites). Les grenats présentent des ombres de pression ainsi que des inclusions hélicitiques. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 32. Lame mince de glaucophanite faciès éclogites de l'ile de Groix en LNA Les minéraux globulaires à fort relief et isotropes en LPA sont des grenats, les minéraux bleus en baguette en LPNA et polarisant dans les gris jaunes sont des glaucophanes, les minéraux verts clairs trapus à forts reliefs polarisant dans les gris sont des omphacites. Autour de ces omphacites, de petits minéraux verts sombres marquent la déstabilisation de l'omphacite et du glaucophane lors de la rétromorphose de la roche, ce sont des amphiboles calco-sodiques : ce sont, ici, des barroisites (nommées en l'honneur de Charles Barrois). Les minéraux clairs en LPNA et polarisant dans des teintes du second ordre sont des micas blancs (de haute pression appelés phengites). Les grenats présentent des ombres de pression ainsi que des inclusions hélicitiques. |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Les minéraux verts clairs en LPNA avec un fort relief sont les omphacites, les minéraux bleus en LPNA sont les glaucophanes. Les glaucophanes sont partiellement retromorphosés à leurs bordures en barroisites. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Les minéraux verts clairs en LPNA avec un fort relief sont les omphacites, les minéraux bleus en LPNA sont les glaucophanes. Les glaucophanes sont partiellement retromorphosés à leurs bordures en barroisites. |
Les ombres de pression (ou queues de recristallisation) autour des grenats marquent une croissance syn-cinématique des minéraux lors d'un cisaillement simple (déformation rotationnelle non coaxiale) (cf. Plan d'aplatissement, plans de schistosité (plans S) et plans de cisaillement (plans C)). De même, l'analyse de la géométrie des inclusions du grenat et de leurs relations avec la schistosité permettent de mettre en évidence une cristallisation syn-cinématique du grenat englobant la foliation au cours de sa croissance, croissance en même temps que le grenat tourne.
 Source - © 2016 Damien Mollex - Lithothèque ENS de Lyon Figure 35. Ombres de pression sur une glaucophanite de faciès éclogites de l'ile de Groix Les ombres de pression sont constituées de chlorite, minéral typique du faciès des schistes verts pour les métabasites. La déformation responsable de la formation des ces ombres de pression s'est donc produite lorsque la roche passait du faciès des schistes bleus au faciès des schistes verts (rétromorphose des roches lors de l'exhumation). |  Source - © 2016 Damien Mollex - Lithothèque ENS de Lyon Figure 36. Ombres de pression sur une glaucophanite de faciès éclogites de l'ile de Groix Les ombres de pression sont constituées de chlorite, minéral typique du faciès des schistes verts pour les métabasites. La déformation responsable de la formation des ces ombres de pression s'est donc produite lorsque la roche passait du faciès des schistes bleus au faciès des schistes verts (rétromorphose des roches lors de l'exhumation). |
 Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 37. Détail d'un grenat avec ombres de pression et inclusions hélicitiques en LPNA Voir les figures suivantes pour les explications de formation des ombres de pression et des grenats hélicitiques. Les ombres de pression sont ici composées de micas blancs et de glaucophanes et sont donc synchrones du faciès des schistes bleus. Les inclusions hélicitiques sont probablement des quartz et glaucophanes. |  Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon Figure 38. Détail d'un grenat avec ombres de pression et inclusions hélicitiques en LPA Voir les figures suivantes pour les explications de formation des ombres de pression et des grenats hélicitiques. Les ombres de pression sont ici composées de micas blancs et de glaucophanes et sont donc synchrones du faciès des schistes bleus. Les inclusions hélicitiques sont probablement des quartz et glaucophanes. |
 Source - © 2015 Alexandre Aubray Lors d'un cisaillement simple, les contraintes locales exercées sur les faces du grenat (ou autre minéral) sont asymétriques. Les faces à l'opposé de la pression maximale sont donc à l'abri (total ou partiel) de ces contraintes ce qui favorise la recristallisation syn-cinématique dans ces zones de minéraux (en bleues sur la figure) : ce sont les ombres de pression ou queue de recristallisation. L'étude de ce type de marqueurs en lame mince sur des échantillons orientés permet de retracer la déformation de l'unité géologique à laquelle la roche appartient. La présence de minéraux index ou les méthodes de thermobarométrie permettent de contraindre les conditions pression - température de la déformation. Le schéma de cette figure est l'une des possibilités qui reproduit l'observation de la photo précédente. |  Source - © 2015 Alexandre Aubray Dans le cas d'un cisaillement pur (ou aplatissement pur), les contraintes locales vont entrainer le développement d'ombres de pression symétriques. Étant donné que ces zones sont des zones de moindres contraintes, les minéraux auront un plus gros volume que dans les autres zones de la roche. C'est un exemple de formation de minéraux syncinématiques. L'étude de ce type de marqueurs en lame mince sur des échantillons orientés permet de retracer la déformation de l'unité géologique à laquelle la roche appartient. La présence de minéraux index ou les méthodes de thermobarométrie permettent de contraindre les conditions pression - température de la déformation. |
 Source - © 2016 Alexandre Aubray Figure 41. Schéma théorique de formation des inclusions hélicitiques dans les grenats La forme des inclusions permet de mettre en évidence une rotation du grenat lors de sa cristallisation. L'un des modèles de formation des ces inclusions est le suivant : lorsque le grenat croît, il “fossilise” la foliation. S'il croît dans un champ de déformation comme un cisaillement simple, au fur et à mesure de sa croissance le grenat tourne, ce qui est aussi le cas des inclusions dans le grenat. Ce processus se produit de manière continue au long de la croissance et de la déformation comme montré sur le schéma. Un autre modèle envisageable est l'apparition d'une nouvelle schistosité due à une modification de la déformation sans rotation du grenat. Ce schéma est l'une des possibilités qui reproduit l'observation de la photo de lame mince précédente. | |
Ces roches sont interprétées comme résultant du métamorphisme et de la déformation ductile d'unités volcano-sédimentaires ou de fines coulées interstratifiées dans les sédiments pour les lentilles métriques et de coulées plus massives ou de sills pour les couches de métabasites.
Les micaschistes
La majorité des roches de l'ile de Groix sont des micaschistes issus du métamorphisme de pélites (anciennes argiles). Elles représentent 80 % des roches de l'ile de Groix (le reste étant constitué par les métabasites). Ces roches présentant une schistosité ont une minéralogie variable selon qu'elles proviennent de l'Est de l'ile (Unité supérieure) ou de l'Ouest de l'ile (Unité inférieure). Les roches contiennent principalement de la phengite, un mica blanc de haute pression, du grenat (non présent ou peu abondant dans les roches de l'Unité inférieure) et du chloritoïde. Les micaschistes de la partie Ouest sont plutôt à grain fin tandis que ceux de la partie Est sont plutôt à grain grossier. La minéralogie à phengite, grenat et chloritoïde est caractéristique du faciès schistes bleus pour les métapélites.
La chlorite peut apparaitre lors de la rétromorphose des micaschistes lors de l'exhumation de ces unités métamorphiques.
Source - © 2015 Simon Couzinié
Figure 42. Micaschiste de l'ile de Groix à grenat, phengite et chloritoïde (faciès schistes bleus)
La brillance de la roche est donnée par le mica blanc (ici la phengite), les minéraux noirs à section losangiques sont du chloritoïde et les minéraux rouges globulaires sont des grenats.
Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon
Figure 43. Échantillon de micaschiste à chloritoïde de l'ile de Groix (Quéhello)
L'échantillon contient des chloritoïdes centimétriques. Le chloritoïde fait des faces brillantes comme une biotite, mais est impossible à cliver à l'ongle ou à l'aiguille. Il est souvent surnommé « mica dur ». Cette ressemblance superficielle masque une grande différence de structure : le chloritoïde n'est pas un phyllosilicate (contrairement à la biotite), mais un nésosilicate.
Ces roches résultent du métamorphisme d'unités sédimentaires pouvant localement avoir une contribution volcanique (notamment signalée par la présence dans ces micaschistes d'épidote et de glaucophane).
Source - © 2016 Damien Mollex / Lithothèque ENS de Lyon
Figure 44. Échantillon de micaschiste à chloritoïde, glaucophane et grenat de l'ile de Groix (Quéhello)
Les glaucophanes sont les petites baguettes noires alors que les chloritoïdes sont les minéraux noirs plus mats et plus trapus.
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) :
- 450-500°C pour 16 à 18 kbars (50 à 60 km de profondeur) pour la partie orientale de l'ile (Unité Supérieure),
- 400-450°C pour 14 à 16 kbars (45 à 50 km de profondeur) pour la partie occidentale de l'ile (Unité Inférieure).
Source - © 2002 D'après Bosse et al. [3], redessiné
Les datations de ces roches (ainsi que des métabasites) par la méthodes Ar-Ar sur phengite, ou Rb-Sr sur roches totales ou sur minéraux isolés, ont donné un âge variant de 360 à 370 Ma (Dévonien terminal – début du Carbonifère) pour le métamorphisme en faciès schistes bleus. Pour les méthodes de datation on pourra se reporter aux articles La géochronologie absolue, cas de la méthode Rb-Sr, La méthode de datation potassium-argon, La mesure du temps : la datation absolue, La géochronologie, datation absolue.
L'âge du protolithe (roche originelle qui par métamorphisme donne la roche métamorphique) est estimé entre 560 et 480 Ma soit au Cambrien ou au Précambrien.
Les métabasites faciès schistes verts
Les métabasites faciès schistes verts sont principalement localisées dans partie Ouest de l'ile (Unité inférieure) ainsi qu'au niveau de la partie Est de la Pointe des Chats. Dans cette zone, elles coexistent avec les métabasites faciès schistes bleus. Nous reviendrons dans la partie suivante sur les hypothèses permettant d'expliquer cette observation. Elles sont généralement considérées comme formées par rétromorphose de schistes bleus dans le faciès des schistes verts. Ces roches sont formées d'albite, plagioclase sodique, en relief sur la roche, et d'amphiboles vertes (de compositions variables mais proches de celles de l'actinote).
Source - © 2015 Alexandre Aubray
Figure 46. Métabasites de faciès schistes verts de la Pointe des Chats, ile de Groix
Noter l'albite mise en relief par érosion différentielle.
Les datations par la méthodes argon-argon sur les phengites, ou Rb-Sr sur roches totales ou sur les minéraux des roches, ont donné un âge entrede 340 à 360 Ma (Carbonifère inférieur) pour la rétromorphose dans le faciès des schistes verts.
Serpentinites
Quelques serpentinites affleurent sur la partie Nord-Ouest de l'ile. La notice de la carte géologique en donne la description suivante : « Des niveaux chloriteux riches en serpentine existent aussi intercalés dans les schistes verts. Il s'agit d'une roche de couleur gris-vert, à structure bréchique, dont les éléments ne conservent aucune relique du matériau initial. Le métamorphisme a développé serpentine (antigorite et chrysotile), chlorite, mica blanc et dolomie. Sur la carte l'affleurement apparait limité par deux failles. » Le “guide rouge” [4] précise aussi la présence de talc.
Cette description n'est pas sans rappeler les roches métasomatiques à proximité du massif de l'Agly dans les Pyrénées vues dans Chlorite, talc et serpentine dans une brèche de faille : une illustration des circulations de fluides associées à la tectonique cassante. Ce serait bien évidemment à vérifier en place.
Ces serpentinites sont datées à 490 Ma (limite Cambrien – Ordovicien).
Conclusion
Un prochain article donnera les interprétations géodynamiques des lithologies observées et de leur répartition sur le terrain.
Bibliographie
C. Audren, C. Triboulet, L. Chauris, J.P. Lefort, J.L. Vigneresse, J. Audrain, D. Thiéblemont, J. Goyallon, P. Jégouzo, P. Guennoc, C. Augris, A. Carn, 1993. Notice explicative de la feuille Ile de Groix 1/25 000, Feuille 415, BRGM, 101p.
M. Ballèvre, V. Bosse, C. Ducassou, D. Gapais, P. Pitra, 2015. The Variscan belt: correlation and plate dynamics, Field Guide, Variscan 2015, 151p.
V. Bosse, M. Ballèvre, O. Vidal, 2002. Ductile Thrusting Recorded by the Garnet Isograd from Blueschist – Facies Metapelites of the Ile de Groix, Armorican Massif, France, Journal of Petrology, 43, 3, 485-510 [pdf]
Durand et coll., 1977. Guides géologiques régionaux — Bretagne, Masson éd., 208p.
