Abridged version
1 Introduction
South Brittany (western France) belongs to the internal zones of the Hercynian Belt of Western Europe. It is bounded to the north by a crustal-scale wrench zone (the South Armorican Shear Zone) and disappears to the south under the Aquitaine Basin. From bottom to top, the main tectonic units are as follows (Fig. 1) [1,11,16,23].
- • Units affected by HT–MP metamorphism and mainly made of migmatites, gneisses, and amphibolites. Mineral ages available in migmatites indicate that cooling was probably rapid, of the order of 40 °C/Ma or more, and occurred during Upper Carboniferous times (around 310–290 Ma) [2,11,16,19,20].
- • Metasediments affected by Barrovian-type metamorphism which decreases in grade from bottom to top in a more or less continuous way according to geographic location [8,10,17,23,26]. According to 39Ar–40Ar mineral ages, the major metamorphic event in the Vendée metasediments appears to be Upper Carboniferous in age (325 Ma or less) [17]. Similarly, 39Ar–40Ar ages obtained on hornblendes from the Vilaine Estuary area are around 300 Ma [11].
- • Metavolcanites known as the Vendée and Belle-Île-en-Mer ‘Porphyroı̈des’ and deformed at moderate temperatures [28]. Sheets of Carboniferous synkinematic two-mica granites [6,31] mark out the subhorizontal transition zone between metasediments and ‘Porphyroı̈des’ (Fig. 1) [16].
Carte géologique simplifiée du domaine sud-armoricain et coupe schématique au niveau de Quiberon (modifiée d'après [12,16]).
Simplified geological map of South Brittany and schematic cross-section in the Quiberon area (modified from [12,16]).
The upper units were affected by high-pressure and low-temperature metamorphism (14–18 kbars, 500 °C) (blueschists of the Île de Groix) [3,4,7,18,24]. Recent geochronological studies (Rb/Sr and 39Ar/40Ar) indicate an age around 380–370 Ma for the HP event [7].
Because of the particular situation of the Porphyroı̈des, below HP units and above rocks marked by HT metamorphism with no evidence for an HP–LT event, their metamorphic history appears to be a key for the understanding of regional tectonics. In this paper, we present estimates of P–T conditions in this unit using local chlorite–phengite equilibria [29].
2 The ‘Porphyroı̈des’
2.1 Lithology
The ‘Porphyroı̈des’ correspond to a calcalkaline metavolcanic and metasedimentary series [9,14], with two main rock types: coarse-grained foliated orthogneisses ranging in composition from rhyodacitic to rhyolitic, and fine-grained rocks, which are phenocryst-free and have dacitic compositions.
2.2 Deformation
The ‘Porphyroı̈des’ are affected by large pervasive strains (commonly more than 400% stretching), with a flat-lying foliation bearing a strong stretching lineation and resulting from overall westward-directed shear [12,13,28]. The deformation is accommodated by dissolution–crystallisation processes [21,28]. Underlying metasediments and sheets of Carboniferous two-mica granites show similar kinematic features [16]. The base of the ‘Porphyroı̈des’ Unit was first interpreted as a thrust [13,15,23,28]. Then, it has been reinterpreted as involved in a crustal-scale décollement zone during Upper Carboniferous extensional tectonics [16]. However, its early tectonic and metamorphic evolution remains unknown.
2.3 Mineralogy
Coarse-grained rocks are marked by quartz and feldspar (potassic and sodic) phenocrysts and by alternating quartz–feldspar bands and phengitic bands. Fine-grained layers are composed of quartz bands and phengite–chlorite bands. Phengite–chlorite assemblages are preserved in microlithons bounded by dissolution planes (Fig. 2). Geochemical and structural data show that quartz and feldspar were mobile during dissolution–crystallisation processes, whereas phengite is residual [21]. Phengite and chlorite have been analysed in two samples of fine-grained layers from Belle-Île-en-Mer (Fig. 1). Phengites show no significant variations in Si content (3.2±0.08 atom per formula unit) and XMg=(0.55±0.03) (XMg=Mg/[Fe+Mg]). In chlorites, no significant variations of the Si content (2.65±0.04) were observed and XMg=0.39±0.01.
Lame mince montrant une alternance de lits quartzo-feldspathiques et de lits riches en microlithons de phengite et chlorite dans un tuf fin (échantillon FL162) (largeur du dessin: 5,7 cm).
Thin section of fine-grained tuff showing quartz-feldspar bands alternating with bands enriched in phengite-chlorite microlithons (sample FL 162) (sketch width is 5.7 cm).
3 P–T estimates
The chemical variability of chlorite and phengite results from the P–T-dependent Tschermak (TK), FeMg (FM), di/trioctahedral (DT) and pyrophyllitic (P) substitutions. A multi-equilibrium technique [5] can be used to estimate P–T conditions of the chlorite–phengite equilibrium [29]. This method has been applied to the samples of fine-grained layers from Belle-Île-en-Mer. All calculations were made for a chlorite–phengite–quartz–H2O assemblage with the TWEEQ software [5] using the thermodynamic database JUN92.RGB and additional data [22,29,30]. The end-members used are clinochlore (Clin, Si3·Al2Mg5O10(OH)8), amesite (Am, Si2Al4Mg4O10(OH)8) and sudoite (Sud, Si3Al4Mg2O10(OH)8) for chlorite, muscovite (Ms, Si3Al3KO10(OH)2), celadonite (Cel, Si4AlMg2·KO10(OH)2) and pyrophyllite (Prl, Si4Al2O10(OH)2) in white mica, quartz and H2O (KMASH system) [29,30].
Fourteen equilibriums, among which three are independent, can be calculated and should intersect in one point if equilibrium is achieved. In practice, a scatter of intersection points is observed (Fig. 3). P–T estimates obtained from ten phengite–chlorite pairs indicate pressures around 7–9 kbar and temperatures around 350–400 °C (Fig. 4). (Complete chemical analyses used are available on request to F.L.H.)
Exemple de calcul P–T correspondant à un équilibre chlorite–phengite–quartz–H2O (chlorite 56–phengite 5(4) dans l'échantillon FL 161).
Example of P–T plot for a chlorite–phengite–quartz–H2O paragenesis (chlorite 56–phengite 5(4) in sample FL 161).
Estimations P–T dans des tufs fins de Belle-Île-en-Mer (losanges noirs (FL161) et losanges gris (FL162)) et comparaisons avec celles obtenues dans l'unité de HP–BT (Groix) [7] et dans les unités inférieures migmatitiques (golfe du Morbihan) [2,19,20].
P–T estimates within fine-grained tufs at Belle-Île-en-Mer (black losanges (FL161) and grey losanges (FL162)) compared with those obtained in overlying blueschists (Groix) [7] and underlying migmatites (golfe du Morbihan) [2,19,20].
4 Discussion and conclusions
Errors on thermodynamic data and activity models might generate systematic over-estimates of the P–T conditions. However, in other examples [7,27,29], these thermodynamic data have provided results that are consistent with those independently obtained with petrogenetic grids. At the scale of the thin section, the composition of phengite and chlorite is homogeneous. In addition, for each analysed chlorite–phengite pairs, the two minerals are close together. Moreover, the observed scattering of intersection points between different equilibriums is low (Fig. 3) and P–T estimates from pairs from different thin sections are similar. From these, we infer equilibrium and consequently valid P–T estimates.
The latest deformations observed in the ‘Porphyroı̈des’ Unit and underlying ones are mainly attributed to late regional-scale extension [11,16]. One can thus associate these units during the syn-extensional history. On the other hand, pressure estimates in the ‘Porphyroı̈des’ suggest that their early history should be correlated to that of the upper HP–LT unit. Other units of the area, like the Pouldu Micaschists, could have undergone a comparable history [25]. In such a model, the basal contact of the ‘Porphyroı̈des’ Unit would be part of an early thrust system, allowing exhumation of HP–LT units during collision, and reworked during crustal extension.
1 Introduction
Le domaine sud-armoricain appartient aux zones internes de la chaı̂ne hercynienne d'Europe de l'Ouest (Fig. 1). Il est limité, au nord, par le cisaillement sud-armoricain (CSA) et disparaı̂t, au sud, sous le Bassin aquitain. De bas en haut, différentes unités peuvent être distinguées (Fig. 1) [1,11,16,23,28].
Des unités inférieures, essentiellement constituées de migmatites, gneiss et amphibolites sont affectées par une évolution métamorphique de haute température. Les migmatites du golfe du Morbihan, par exemple, ont été soumises à des températures d'environ 700–750 °C et à des pressions de l'ordre de 10 kbar [2,11,19,20]. Les âges sur minéraux (monazite (U/Pb), hornblende (39Ar–40Ar), muscovite (39Ar–40Ar), biotite (Rb/Sr), traces de fission sur apatites) suggèrent un refroidissement rapide de ces migmatites au Carbonifère supérieur (310–290 Ma) [11,16].
Ces unités sont surmontées par un ensemble de métapélites, montrant un métamorphisme de type barrovien, décroissant vers le haut de la série, et plus ou moins continu selon la situation géographique. Dans les micaschistes de la Vilaine, un métamorphisme dans les conditions du faciès des amphibolites a été reconnu [26]. En Vendée littorale, on observe une série barrovienne complète dans la séquence pélitique [8,10,17,23]. Des âges 39Ar–40Ar obtenus sur des minéraux potassiques (micas blancs, biotites, feldspaths) des métapélites en Vendée indiquent un évènement tectono-métamorphique majeur d'âge Carbonifère supérieur (325 Ma au plus) [17]. Parallèlement, dans les micaschistes de l'estuaire de la Vilaine, des datations 39Ar–40Ar sur hornblende ont fourni des âges autour de 300 Ma [11].
L'unité sus-jacente, la « nappe des Porphyroı̈des », sur laquelle s'est concentrée notre étude, est constituée de métavolcanites déformées dans des conditions thermiques modérées [28]. Le contact subhorizontal entre les métapélites et les Porphyroı̈des est jalonné de leucogranites à deux micas syncinématiques [16] (Fig. 1), datés du Carbonifère supérieur [6,31]. En Vendée littorale, sous les Porphyroı̈des, la déformation affecte des sédiments d'âge Tournaisien [15].
L'ensemble de la pile métamorphique est surmonté par les klippes de l'ı̂le de Groix et du bois de Céné, qui sont caractérisées par un métamorphisme de HP–BT (estimations de 14–18 kbar et 500 °C à Groix [7]) dans le faciès des schistes bleus [3,4,7,18,24]. Les données géochronologiques récentes (Rb–Sr et 39Ar–40Ar) indiquent que l'âge de l'événement de HP–BT est d'environ 370–380 Ma [7].
Ainsi, l'unité des Porphyroı̈des est située entre deux ensembles tectono-métamorphiques très différents : des unités supérieures, marquées par une histoire précoce de type HP–BT, et des unités inférieures, marquées par une histoire métamorphique tardive HT–MP. L'estimation des conditions P–T et de leur évolution dans l'unité des Porphyroı̈des apparaı̂t donc comme un point clé pour la compréhension de l'histoire tectonique de la région. L'objet du présent travail est d'estimer ces conditions. L'absence de minéraux index des conditions de métamorphisme ne permettant pas d'utiliser des grilles pétrogénétiques classiques, nous avons utilisé la technique des « équilibres multiples », basée sur la notion d'équilibre local [5,29].
2 L'unité des Porphyroı̈des
2.1 Lithologie
On peut distinguer deux faciès dans l'unité des Porphyroı̈des : des faciès relativement grossiers et de composition variant depuis des rhyodacites jusqu'à des rhyolites, et des niveaux tuffacés, à grain plus fin et de composition dacitique. L'ensemble, à caractère volcano-sédimentaire et correspondant à une suite calco-alcaline, a été qualifié de méta-tuffo-ignimbrite porphyrique rhyolitique [9,14], les Porphyroı̈des représentant la partie méta-ignimbritique franche.
2.2 Déformation
Les Porphyroı̈des montrent une intense déformation pénétrative, marquée par une foliation subhorizontale, portant une linéation d'étirement souvent est–ouest résultant de mouvements cisaillants tangentiels vers l'ouest [12,13,28]. La quantité d'étirement peut couramment atteindre et dépasser 300 à 400 % [13,28]. Cette déformation est accommodée par des processus de dissolution–cristallisation [21,28].
Les métapélites et les leucogranites carbonifères sous-jacents présentent des caractéristiques cinématiques semblables à celles des Porphyroı̈des [1,16] (Fig. 1). Certains auteurs font état d'une absence de métamorphisme de contact dans les Porphyroı̈des à proximité des granites carbonifères du Bas-Bocage [17]. Tout ceci suggère une mise en place tardive du dispositif actuel des nappes vendéennes. Le contact basal de l'unité des Porphyroı̈des fut décrit comme chevauchant par plusieurs auteurs [13,15,23,28], et a été réinterprété comme impliqué dans une zone de décollement d'échelle crustale durant l'extension post-épaississement au Carbonifère supérieur [16]. Cependant, l'évolution métamorphique prograde de l'unité demeure jusqu'à présent inconnue.
2.3 Minéralogie
Les porphyroı̈des grossiers sont caractérisés par des phénocristaux de feldspaths et de quartz gris bleuté et par des alternances de lits quartzofeldspathiques recristallisés et de lits phengitiques. Les feldspaths sont de nature potassique, soit de l'adulaire, soit du microcline en porphyroblastes ou cristallisant dans les zones abritées de l'adulaire. Les feldspaths peuvent également être sodiques, sous forme d'albite. On peut noter très rarement la présence de biotite verte ou de stilpnomélane.
Les tufs fins sont caractérisés par l'absence quasi-complète de phénocristaux. En lame mince, on observe une alternance de lits constitués de quartz et accessoirement d'albite et de lits phengitiques et chloriteux. Les phengites et les chlorites sont parfois orientées parallèlement à des plans de dissolution synschisteux, mais elles sont le plus souvent conservées en microlithons soulignant une schistosité crénulée antérieure à la schistosité majeure observée (Fig. 2). Les lits formés essentiellement de quartz recristallisé sont parallèles à la foliation régionale. En outre, les données structurales et géochimiques montrent que la phase phengitique est résiduelle, quartz et feldspaths étant les seuls constituants mobiles dans le processus de dissolution–cristallisation [21].
Les chlorites et les phengites ont été analysées sur deux échantillons de tufs fins prélevés au lieu- dit Vazen à Belle-Île-en-Mer (Fig. 1). Les analyses à la microsonde indiquent que les phengites ont des teneurs constantes en Si (3,2±0,08 atomes par unité formulaire), avec XMg=0,55±0,03 (XMg=Mg/[Fe+Mg]). Les chlorites ont également des teneurs constantes en Si (2,65±0,04), avec XMg=0,39±0,01.
3 Estimations thermobarométriques
Les compositions des chlorites et des phengites varient en fonction de la composition de la roche initiale et des conditions P–T pendant leur formation. La variabilité chimique de ces minéraux résulte des substitutions Tschermak, FeMg et di/trioctaédrique, plus pyrophyllitique et NaK pour les micas dioctaédriques. Ces substitutions peuvent être décrites et leurs importances en fonction de P et T calculées dans le système KMASH en utilisant les pôles purs suivants : clinochlore (Clin, Si3Al2Mg5O10(OH)8), amésite (Am, Si2Al4Mg4O10(OH)8), et sudoı̈te (Sud, Si3Al4Mg2O10(OH)8) pour les chlorites, et (Mg)-céladonite (Cel, Si4AlMg2KO10(OH)2), muscovite (Ms, Si3Al3KO10(OH)2), pyrophyllite (Prl, Si4Al2O10·(OH)2) pour les micas [29,30]. Une approche multi-équilibre [5], utilisant les pôles purs mentionnés ci-dessus et les données thermodynamiques (pour les chlorites [29,30] et pour les micas [22]), permet de déterminer les conditions P–T d'équilibre d'une association composée de chlorite et phengite en présence de quartz [30]. Cette technique permet également d'obtenir des informations sur l'état d'équilibre local de l'assemblage minéralogique considéré.
Nous avons appliqué la méthode multi-équilibres aux deux échantillons de tufs fins provenant de Belle-Île-en-Mer, où des phengites et des chlorites conservées dans les microlithons ont pu être analysées. Les calculs ont été faits pour l'assemblage chlorite–phengite–quartz–H2O avec le logiciel TWEEQ [5], utilisant la base de données thermodynamique JUN92.RGB complétée pour les chlorites [29,30] et pour les micas [22]. En l'absence de données additionnelles, les calculs ont été effectués avec une activité d'eau égale à 1. Dans la chlorite, la quantité minimale de Fe3+ a été estimée de manière à respecter l'égalité (AlVI + Fe3+ − AlIV) = (6 − somme octaédrique)/2. Quatorze équilibres, dont trois sont indépendants, peuvent être calculés et doivent se croiser en un point si l'équilibre est réalisé (Fig. 3). Dans la pratique, une certaine dispersion des points d'intersection est observée (Fig. 3).
Pour chaque estimation P–T, nous avons ensuite calculé avec le logiciel INTERSX [5] la moyenne des intersections des équilibres et l'écart type, qui est proportionnel à la dispersion des points d'intersection (Fig. 4) – l'ensemble des analyses chimiques est disponible sur demande à F.L.H. Les dispersions des intersections sont faibles (indiquées par les barres sur la Fig. 4) et sont en accord avec l'hypothèse aH2O=1 faite pour les calculs. Toutefois, en baissant l'activité de l'eau, on diminue la température et on augmente légèrement les conditions de pression. Il faudrait utiliser des équilibres impliquant plus de phases pour discuter ce point plus en détail. La majorité des estimations indique des pressions de 7 à 9 kbar pour des températures de l'ordre de 350 °C.
4 Discussion et conclusions
Les calculs suggèrent que l'unité des Porphyroı̈des a subi des conditions de pression de l'ordre de 8 kbar en contexte de basse température, information jusqu'à présent inconnue. Ces résultats dépendent fortement des modèles de solution solide utilisés. Les incertitudes dans les données thermodynamiques et les modèles d'activité pourraient engendrer une surestimation systématique des conditions de pression. Toutefois, l'utilisation de ces données dans d'autres exemples [7,27,29] a fourni des résultats cohérents avec les chemins P–T estimés indépendamment à l'aide des grilles pétrogénétiques. Par ailleurs, pour diminuer les risques de déséquilibre entre minéraux, les couples phengite–chlorite utilisés sont des minéraux en contact ou très proches dans la lame mince, et qui montrent des compositions homogènes. De plus, les dispersions observées des points d'intersection entre les différents équilibres sont assez faibles (Fig. 3). Enfin, les estimations faites dans différents échantillons fournissent des résultats très semblables. Tout ceci suggère que l'équilibre entre les différents minéraux est réalisé. Les estimations P–T paraissent donc bien contraintes, même si elles sont basées sur des paragenèses de variance élevée (association ChlPhgQtzH2O trivariante dans le système SiO2Al2O3FeOMgOK2O). Elles permettent de donner une dimension plus régionale au domaine de haute pression de cette portion de la chaı̂ne hercynienne.
Les dernières déformations observées dans l'unité des Porphyroı̈des et dans les unités sous-jacentes sont cinématiquement compatibles et interprétées comme reflétant un rééquilibrage gravitaire de la chaı̂ne au Carbonifère supérieur [11,16]. Il semble donc que l'on puisse associer les Porphyroı̈des et les unités sous-jacentes à un même chemin lors de l'extension régionale. Cependant, les estimations de haute pression dans les Porphyroı̈des suggèrent que leur histoire précoce est à rapprocher de celle de l'unité supérieure de HP–BT dans le faciès des schistes bleus [7]. D'autres unités de la région, comme la série du Pouldu, pourraient avoir eu une histoire comparable [25]. Dans un tel modèle, il conviendrait alors de considérer le contact basal des Porphyroı̈des comme une partie d'un système chevauchant associé à l'exhumation précoce d'unités HP–BT au cours de la collision, puis réactivé lors de l'extension post-épaississement.
Remerciements
Cette étude a été réalisée dans le cadre du programme Armor2-Géofrance3D (BRGM–CNRS). Les auteurs remercient M. Ballèvre, V. Bosse, S. Fourcade et R. Capdevila pour leur implication dans cette étude et leurs conseils, ainsi que C. Chopin pour son expertise constructive.