Precambrian Research, 45 (1989) 343-352

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Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam - - Printed in The Netherlands

Short Note

L'Eclogite de Faratsiho (Madagascar): un Cas Exceptionnel de Mdtamorphisme de Haute-P-Basse-T au Protdrozoique Supdrieur CHRISTIAN NICOLLET D~partement de G~ologie, 5, Rue Kessler, UA 10, Clermont-Ferrand, 63038 (France) (Re~u le 7 octobre 1988; rdvision accept~e le 30 mars, 1989)

Abstract NicoUet, C., 1989. The Faratsiho eclogite (Madagascar): a record of late Proterozoic high-pressure-low-temperature metamorphism. Precambrian Res., 45: 343-352.

A low-T Proterozoic eclogite (group C) from Madagascar was sampled. The rock contains omphacite, garnet, amphiboles, paragonite + clinozoisite,epidote, quartz, rutile,pyrite and sphene. Textural and chemical variationsof five successive generations of amphiboles permit deduction of the P-T path of this rock. The conditions of the (possible) finalportion of the prograde P - T path are estimated using garnet-omphacite pairs:Prom----9kbar at 420 °C (mineral cores) and Prom----11 kbar at 500 °C (mineral rims). This rock is similarto alpine eclogitesand precludes a significant secular decrease in the subduction geotherm since at least the Proterozoic. The scarcity of group C eclogites (and blueschists) in the Precambrian is relatedto the difficultiesof preservation of such rocks rather than the absence of an appropriate geothermal gradient. Low-T-high-P rocks have been either heated, ifthey resided in the lower crust, or eroded, ifthey had been rapidly uplifted.

R~sumd Nicollet,C., 1989. L'~clogitede Faratsiho (Madagascar): un cas exceptionnel de m~tamorphisme de haute-P-basseT au Prot~rozo'l'quesup~rieur. Precambrian Res., 45: 343-352. Une ~clogitede basse temperature est ddcritedans une formation Prot~rozo'iquedu centre de Madagascar. La roche est ~ omphacite, grenat, amphiboles, paragonite, + clinozo'isite,~pidote, quartz, albite,pyrite,rutileet sph~ne. La trajectoireP - T est d$finie qualitativement par les variations de texture et de composition chimique de cinq g~n~rations successives d'amphiboles. Les couples grenat-omphacite perrnettent de quantifierles conditions paroxysmales avec Pmin = 9 kbar ~ 420 ° C ( coeur des mindraux) et Prom= 11 kbar ~ 500 ° C ( bordure des min~raux) d~finissant peut ~tre la fin de la trajectoire prograde. Cette ~clogite de basse T - tr~s semblable aux dclogites alpines - prouve que le gradient g$othermique dans les zones de convergence n'a pas fortement vari$ depuis le Prot~rozo'/que. La raret~ des $clogites de basse T et des schistes bleus au Prot~rozo'ique n'est donc pas liSe ~ l'absence de gradient g$othermique approprid mais plut6t aux difficultds de conservation de ces roches. Celles-ci ont g~nSralement ~t~ r~chauff~es (~clogites de hauteT) si elles sont rest~es longuement en profondeur et ~rod~es si elles sont remont~es rapidement vers la surface.

Introduction Schistes bleus et dclogites de basse tempera0301-9268/89/$03.50

ture (B~, groupe C de Coleman et al., 1965) t6moignent d'une histoire tr~s br~ve au cours d'un enfoncement tr~s rapide - li~ ~ des che-

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vauchements impliquant la crofite dans son ensemble - suivi aussitSt d'une remontde isostatique tout aussi rapide. Seul un tel contexte gdodynamique faisant appel au concept moderne de tectonique des plaques peut expliquer l'existence de gradients gdothermiques aussi faiblesque ceux mis en dvidence par ces roches. Lors de l'enfoncernent, la pression augmente instantandment en fonction de la profondeur tandis que la tempdrature est plus longue h s'dquilibrer. A la fin du processus d'enfouissement, si la roche demeure en profondeur, la relaxation des isothermes entraine son rdchauffement et la disparition de la paragen~se de B T (trajectoireB sur la Fig. 2B ). Par contre, la parag~n~se de haute pression (HP)B T sera conservde si la roche remonte rapidement vers les niveaux supdrieurs de la crofite (trajectoire C de la Fig. 2B). Cependant, h ce stade, l'dpaississementcrustal de la cha~ne clans laquelle sont incorpordes ces roches n'est souvent pas encore rdsorbd et ces derni~res sont rapidement droddes. La majoritd des schistes bleus actuellement h l'affieurement ont entre 50 et 100 Ma, et sont de plus en plus rares lorsque l'on s'adresse ~ des pdriodes gdologiques plus anciennes (De Roever, 1964; England et Richardson, 1977). Les schistes bleus et dclogites de type C sont exceptionnels dans les cha~nes paldozo'iques (Triboulet, 1974; Krogh, 1980; Trczienski et al., 1984; Delor et al., 1986; Cotkin, 1987; etc.). Les schistes bleus sont rares (Dallmeyer et Gibbons, 1987; Liou et al., 1988; Sinha-Roy et Mohanty, 1988) et les dclogites de type C sont inconnues avant le Paldozo'/que (Lambert, 1983). Leur absence n'est pas un argument l'encontre d'une interprdtation des ceintures mobiles prdcambriennes en termes de tectonique des plaques, au moins au Prot~rozo'ique: l'existence du mdtamorphisme de H P au Prdcambrien sup~rieur est d~montrde par de rares dclogites de H T (Vrana et al., 1975; Raheim, 1976; de la Boisse, 1981; Andrdoli, 1984; Menot et Seddoh, 1985; Sautter, 1986). Ce mdtamorphisme de H P dtait-il de H T et tdmoigne-t-il

SHORT N OTI,:

alors de variations dans le temps des gradients gdothermiques dans les zones de convergence de plaques (de Roever, 1956)? La ddcouverte d'une gclogite de type C, dans de Prdcambrien malgache, a des implications gdodynamiques qui ddpassent largement l'intdr& rdgional. Cet dchantillon, signald par Lacroix (1922-1923) et dtudid par Bri~re (1920), permet de quantifier les conditions du mdtamorphisme de H P au Protdrozo'/que et apporte ainsi une contrainte nouvelle pour l'dvaluation de la d~croissance des gradients gdothermiques au Prdcambrien.

Contexte gdologique et ~ge de l'dclogite de Faratsiho L'dclogiteprovient des environs de Miandrarivo (Fig. 1 ),villagesitu~ ~ 55 k m au N W d'Antsirabe. Dans cette r~gion, les formations prdcambriennes sont compos~es de bandes gneissiques et migmatitiques contenant des micaschistes ~ sillimaniteet grenat et des amphibolites (groupe d'Ambatolampy; Besairie, 1970). Les charnockites de Betafo (Fig. 1) sont assocides ~ des m&abasites granulitiques (Razafiniparany, 1969). Plus h l'Est, le massif orthogneissique des Vavavato s'ennoie sous le massif volcanique quaternaire de l'Ankaratra. L'dclogite a dtd collect~e dans la formation des 'couches de Valabetokana' (Fig. 1) qui s'intercalle entre les bandes gneissiques catazonales. Cette formation montre des leptynites h graphite,des quartzites ~ magn&ite et muscovite, des amphibolites et des micaschistes h deux micas qui se caractdrisentpar l'absence de sillimanite et de grenat, t~moignant ainsi d'une diminution localedu degr~ de m&amorphisme, notamment de la tempdrature. L'fige de l'~clogite de Faratsiho n'est pas connu. Cependant, le m&amorphisme de H P l'origine de cette roche ne peut &re post~rieur l'dvdnement panafricain, dernier ~pisode tectono-m&amorphique h Madagascar; ilne peut &re, non plus, plus ancien que celui des formations m~so-catazonales avoisinantes. Des

SHORT NOTE

345

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Fig. 1. Localisation de l'~clogitede Faratsiho (*). 1, Massif volcanique r~cent de l'Ankaratra;2, charnockites de Betafo; 3, m~tabasites granulitiques;4, orthogneiss des Vavavato, Groupe d'Ambatolampy; 5, migmatites, amphibolites et micaschistes Sill-Ga; 6, couches de Valabetokana. M~t f;Miandravino et Faratsiho. Fig. 1. Location of the Faratsiho eclogite (*). 1, Ankaratra recent volcanic massif; 2, Betafo charnockites; 3, granulitic metabasites; 4, Vavavato orthogneisses,Ambatolampy Group; 5, migmatites, amphibolites and SiII-Ga-bearing micaschists; 6, 'couches de Valabetokana'.

mesures Rb-Sr ont ~t~ effectu~es sur des facies varies des charnockites de Betafo (Vachette et al., 1969). La dispersion des analyses, li~e au choix des ~chantillons, ne permet pas de tracer une isochrone: les auteurs ont analysds deux charnockites s.s.et troism~tabasites qui ne sont pas consanguines. Les trois m~tabasites indiquent un ~ge de 801_+220 M a (Sri=0,7025), r~sultat mddiocre ~ cause de la faible variation des rapports Rb-Sr. Les deux charnockites s.s., aux rapports Rb-Sr tr~s diff~rents,permettent de calculer un age de 670 M a et un rapport Sri tr~s plausible de 0,709. E n consequence, le mdtamorphisme de H P - B T ~ l'originede l'~clogite est sans doute Protdrozo'fque.

Pdtrographie et compositions des mindraux de l'ticlogite L'~clogite a une texture granoblastique et est traversde de fissures ~ texture porphyroblastique dans lesquellesle grenat peut atteindre 3 m m de diambtre. La roche contient de l'om-

phacite (_ k~lyphito'fde), du grenat, des amphiboles de composition varide, de la clinozo"/site zon~e (_+zo'/site?) incluse dans le clinopyroxbne ou associde ~ de la paragonite et de l'albite,de l'~pidote,de la pyrite, du rutile, du sph~ne, de l'albite,du quartz et rarement de la chlorite. L'association paragonite-clinozo~site ne semble pas provenir de la pseudomorphose de la lawsonite. Des cristaux d'amphibole incolore sont en ~quilibre avec l'omphacite et le grenat et sont parfois frang~s d'un mince liser~ de barroisite. Cette derni~re, ~galement interstitielledans les craquelures du grenat, semble tardive par rapport ~ la paragdn~se ~clogitique. Les inclusions dans le grenat sont essentiellement du quartz auquel peut s'ajouter de l'amphibole, de l'~pidote,du sph~ne et de l'albite. Les fissures~ texture porphyroblastique sont composdes d'agr~gats de fins cristaux d'omphacite (0,1 ram) engren~s les uns dans les autres. De grandes amphiboles vertes,zon~es et automorphes sont g~ndralement frangdes d'un ensemble de baguettes imbriqu~es d'amphibole

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verte et d'albite.De gros grenats automorphes sont riches en inclusions diverses hdlicitiques dont la localisationn'est pas quelconque: une actinote est concentrde dans la partie centrale du grenat tandis que des inclusions de barroisite et d'omphacite se localisentdans la moitid externe du cristal.II s'y ajoute dgalement du sph~ne, de la clinozo'/siteet parfois de l'amphibole verte. La composition des min~raux a dtd dtudide sur une lame mince de l'dclogitetraversde par une fissure~ texture porphyroblastique. Environ 120 analyses ont St~ effectu~es sur les diffdrents mindraux, sur une microsonde C A M E B A X ( U = 1 5 kV; I-- 11,25 nA). L 'omphacite

Dans un diagramme Na-AI-Ca, les pyrox~nes se situent dans le champ des omphacites des dclogites ophiolitiques (de B T ) d~fini par Smulikowski (1972). Le fer ferrique recalculd (Papike et al.,1974) est faible (Tableau 1) et le composant acmite ne d~passe pas 10%. Entre les coeurs et les bordures des omphacites de la zone ~ texture granoblastique, le rapport X M g (~80) et la teneur en jadeite (42-46%, rarement 36%) varient peu. La composition des cristaux de la 'fissure'est variable mais la teneur en jad$ite est plus faible (35%). Les pyrox~nes inclus dans les gros grenats montrent une diminution de la teneur en jadeite entre 45 et 33% (et une augmentation du rapport X M g ) depuis l'intdrieurjusqu'~ la bordure des cristaux h6tes.

SHORT N(I'FI,:

(dclogites alpines; Coleman et al., 1965). Les cristaux sont peu zonds: ils montrent tous, depuis le coeur vers la pdriphdrie, une augmentation (faible mais significative ) des composants pyrope (entre 3 et 12% ) et almandin et une diminution des p61es grossulaire et spessartine.

Les amphiboles

Sur la base des crit~res texturaux, optiques et chimiques (Tableau 1 ), on distingue cinq g~ndrations successives d'amphiboles dans l'~clogite de Faratsiho: une actinote (I) incluse au coeur des gros grenats; une actinote riche en A1 et Na (II) en ~quilibre avec la paragen~se $clogitique; une barroisite (III) bleu-vert, peu abondante et interstitielle;de grandes hornblendes actinolitiques (IV) automorphes entour~es d'un agr~gat de plagioclase et d'hornblendes vertes (V). Ces amphiboles correspondent ~ des g~n$rations successives marquant les diffSrentes Stapes de i'$volution de la roche. Le changement de la composition des diverses amphiboles est progressifquoique discontinu. Les augmentations des teneurs en alumine, sodium, de l'occupationdu siteA couplSes ~ la d$croissance des teneurs en calcium, fer-magndsium et en silice(Tableau 1 )dans les amphiboles I-IIIet inversement de III-IV sont lides ~ une substitution de type glaucophane certainement associde~ une substitutionde type pargasite.

Le grenat Autres mindraux

Les grenats de l'$clogite sont riches en fer avec 55-65% du p61e almandin (Tableau 1 ); la concentration en fer ferrique ( = 2-AlW-Ti-Cr) est toujours faible. La teneur en composant grossulaire est $1ev~e, entre 30 et 35%. Par contre, le composant magnSsien est trbs faible, d~passant rarement 10%. De telles compositions situent ces grenats dons le champ des ~clogites C

La paragonite montre une solution sotide limit~e avec les pSles muscovite, margarite et phengite. Les clinoz6/sites contiennent 10-13% de composant pistachite. La composition de l'dpidote varie entre 18 et 30% de composant pistachite. Le plagioclase associ~ ~ romphacite

347

SHORTNOTE TABLEAU 1 Analyses s~lectionn~es des mindraux de l'~clogite de Faratsiho TABLE 1 Representative analyses of the minerals from the Faratsiho eclogite 1

2

1

2

3

4

5

6

7

Omph-C

Omph-B

Ga-C

Ga-B

Act

Act

Bar

Hb-act

Hb

A1203 TiO2 FeO MgO MnO CaO Na20 K20

55,87 10,43 0,04 4,24 8,52 0,02 13,61 6,63 .

Total

99,37

SiO 2

Si A1 Ti Fe 2+ Fe3+ Mg Mn Ca Na K Jd % Ac % Aim Pyr Gr And + Sp

2,001 0,440 0,001 0,127 0,455 0,127 0,522 0,460 46

.

55,93 10,07 0,01 4,15 9,02 14,18 6,23 . 99,59 1,999 0,424 < 0,001 0,115 0,009 0,481 0,543 0,432 -

37,88 21,49 0,16 26,05 0,77 2,11 13,14 0,06

38,18 21,87 0,08 27,31 1,95 0,32 11,61 -

55,98 1,96 0,03" 9,83 17,31 0,11 11,12 1,13 0,04

54,67 5,84 0,12 9,06 17,16 9,82 2,32 0,07

46,71 13,36 0,09 16,37 9,16 8,52 3,97

52,82 8,26 0,10 11,67 14,34 0,09 8,93 3,10 0,07

49,65 8,75 0,07 13,15 13,84 0,04 11,44 2,29 0,05

101,65

101,31

97,53

99,07

98,19

99,38

99,29

.

5,947 3,975 0,018 3,400 0,018 0,180 0,281 2,209 0,017 -

5,966 4,027 0,009 3,568 0,454 0,042 1,944 -

7,936 0,328 0,003 1,166 nd 3,657 0,013 1,689 0,311 0,007

7,575 0,954 0,013 1,049 nd 3,543 1,458 0,624 0,013

6,814 2,297 0,010 1,997 nd 1,991 1,331 1,123 -

7,389 1,363 0,010 1,366 nd 2,991 0,010 1,338 0,841 0,012

7,088 1,472 0,008 1,570 nd 2,946 0,005 1,749 0,635 0,010

42 1 56 3 36 5

59 8 32 1

( 1 ) et (2) Omphacites et grenats ( coeur et bordure ) de la zone granoblastique (Nbre d'Oxy: 6 et 24 ); ( 3 ) actinote (I) pr~coce en inclusions au coeur des gros grenats (Nbre d'Oxy: 24); (4) Na-A1 actinolite (II) en ~quilibre avec la paragen~se ~clogitique; (5) barroisite (III) interstitieUe; (6) hornblende actinolitique (IV); et (7) hornblende (V). (1) and (2) Omphacites and garnets ( core and rim) within the granoblastic zone; ( 3 ) early actinolite (I) included within core of the coarse garnets; (4) Na-Al-rich actinolite (II) in equilibrium with the eclogite paragenesis; (5) interstitial barroisite (III); (6) actinolitic hornblende (IV); and (7) hornblende (V).

peu jad~itique des k~lyphito'fdes contient moins de 1% de pSle anorthite. Un grain inclus clans un grenat en contient 6%.

Evolution P - T de l'~clogite de Faratsiho La diversit~ des cinq g~n~rations d'amphibole permet d'estimer qualitativement l'~volution P - T de l'~clogite (Fig. 2). L'dvolution chimique signai~e pr~c~demment dans ce mineral, et notamment les variations de Na et AI, est

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SHORT

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10

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Fig. 2. (A) Evolution P - T de l'~clogite de Faratsiho. Lignes tirets fins: g~othermom~tre Ga-Cpx (Ellis et Green, 1979); (1 } et (2)coeurs et pdriph~ries. Lignes pointill~es: m~me chose pour le couple Hb-Ga (Graham et Powell, 1984 }: (3) actinote en inclusions dans le coeur des gros Ga, (4) Na-A1 actinote en ~quilibre avec la paragdn~se dclogitique, (7) Hb tardive (num~ros des couples: voir Tableaux 1 et 2). Lignes tirets avec bardelures: champ de stabilit~ de la barroisite (Ernst, 1979); Lw, limite HTde la lawsonite + Ab (Holland, 1979 ); Pg-Q, m~me chose pour l'association paragonite ÷ Q (Chatterjee, 1972 }; Chl et Ep, limite HT de la chlorite (r~action limite entre les facies schistes verts et amphibolite) et de l'~pidote darts les m~tabasites (Apted et Liou, 1983). Les courbes J d + Q = A b et Jd~ Diop~ sont calcul~es d,apr~s Holland (1980). (B) Trajectoires P - T - t de roches montrant un enfoncement rapide CA) suivi d'une remont~e isostatique de plus en plus lente: trajectoires C, BD et BE (d'apr~s England et Thompson, 1984). Fig. 2. (A) P - T - t path for the Faratsiho eclogite. Thin dashed lines: Ga-Cpx geothermometer; ( 1 ) and (2) core and rim. Dotted lines: Hb-Ga geothermometer; (3) early actinolite inclusions within the core of the coarse garnet, (4) Na-Al-rich actinolite of the eclogite paragenesis, ( 7 ) late hornblende (numbers of the pairs: see Tables 1 and 2). Dashed lines with bars: limits of the stability field of barroisite; Lw, upper T stability limit of lawsonite-I- Alb; Pg-Q, same for paragonite + Q; Chl and Ep, upper T stability limit of chlorite (greenschist and amphibolite facies transition) and epidote in metabasites. (B) P - T - t paths of rocks undergoing a rapid burial followed by progressively slower isostatic uplift {after England and Thompson, 1984 ).

classiquement observ~e dans un sens comme clans l'autre au cours de l'~volution mStamorphique entre les H P (facies schistes bleus et ~clogite de BT) et B P (facies schistes verts;

Ernst, 1979; Holland et Richardson, 1979; Apted et Liou, 1983; etc. ). Les actinotes peu sodiques et peu alumineuses (I) en inclusions au coeur des gros grenats repr~sentent sans doute des

349

SHORT NOTE TABLEAU 2 Evaluations thermomdtriques ~ partir de quelques couples omphacite-grenat et amphibole-grenat TABLE 2 Temperature estimates using selected omphacite-garnet and amphibole-garnet pairs Couple X

Ga Ca

Kd

T ( °C ) (at 7 kbar)

T ( °C ) (at 10 kbar)

G$othermombtre Cpx-Ga (Ellis et Green, 1979) 1 0,356 68 416 421 2 0,322 33 488 494 Gdothermom~tre Hb-Ga (Graham et Powell, 1984) 3 4 5 7

0,289 0,320 0,317 0,284

32 15 6 12

390 498 660 500

La numdrotation des couples 1-7 se r~fbre au Tableau I. (i) et (2) Coeur et p~riph~rie; (3) Ga-actinote (I); (4) Ga-AI-Na actinote (II); (5) Ga-barroisite (III); (7) Ga-hornblende (V). For numbers 1-7: see Table I. (1) and (2) Core and rim; (3) Ga-actinolite (I); (4) Ga-AI-Na-rich actinolite (II); (5) Gabarroisite (III); (7) Ga-hornblende (V).

phases pr$-dclogitiques dans les conditions de B P - B T du facies schistes verts. II n'y a pas d'indice semble-t-il,de passage dans le champ de stabilit~de la lawsonite. Les AI-Na actinolires (II) reconnues c o m m e Stant stables ~ H P B T (Apted et Liou, 1983; Liou et Maruyama, 1987; etc.) et dans les ~clogites (Gomez-Pugnaire et Ferrandez-Soler, 1987), sont ~ l'~quilibre avec la paragSn~se $clogitique. La situation de la barroisite (III) est difficile~ pr~ciser de par son caract~re interstitiel.La hornblende actinotique tardive (IV) t~moigne sans conteste d'une d$croissance importante de la pression totale sans variation notable de la tempdrattiredans les conditions du facibsschistesverts (Ernst, 1979; Dal Piaz et al.,1983; Messiga et al.,1983). La composition peu alumineuse de la hornblende (V) et la persistance de l'~pidote suggbrent une ~volution ultime dans les conditions du facibs 'amphibolite de H P ~ Spidote' (Apted et Liou, 1983). La prdsence rare de chlorite impose que nous nous trouvions ~ la limite du champ divariant de la r~action de disparition de ce mineral (Fig. 2).

La distribution du Fe et du M g entre omphacite et grenat d'une part, et hornblendegrenat d'autre part et la teneur en jaddite du clinopyroxbne nous permettent de quantifier l'~volution m~tamorphique de l'~clogite. Les tempdratures estim~es pour les coeurs des grenats et clinopyrox~nes de la zone granoblastique varie entre 375 et 420°C (couple 1, Tableau 2 et Fig. 2). Les calculs sur les bordures des min~raux mettent en ~vidence une augmentation sensible de la tempdrature jusqu'~ 480-545 °C (couple 2, Tableau 2 et Fig. 2). Une tellevariation de temperature entre coeur et p~riphdrie des mindraux avec un pourcentage constant de jaddite dans le pyrox~ne est compatible avec une augmentation de la pression, matdrialisant peut-~tre la fin de l'dvolution prograde de la roche. Le g~othermom~tre empirique grenat-hornblende de Graham et Powell (1984) donne des r~sultats compatibles avec ceux estim~s pr~c~demment et avec l'dvolution raise en ~vidence par la succession des cinq gdndrations d'amphibole (Tableau 2 et Fig. 2). Seul le couple barroisite (III)-grenatdonne des temperatures tr~s dispers~es et trop ~lev~es (entre 650 et 740 ° C). En rabsence de plagioclase, la teneur en jadeite de l'omphacite donne des indications de pressions minimales. Les pressions minimales de 9 kbar ~ 420°C (coeur des min~raux de la zone granoblastique) et 11 kbar ~ 500°C (bordures des m~mes cristaux) sont calculdes ~ partir des donndes de Holland (1980) (Fig. 2). La presence d'inclusions d'albite (An6) dans le grenat limite la pression maximale ~ 15 kbar 500°C.

Discussion

Les conditions HP-BT, proche du facies schistes bleus, raises en ~vidence par cette dclogite de type C (Fig. 2), contrastent avec les dvaluations thermodynamiques calcul~es sur rensemble du Pr~cambrien malgache. En effet,

350

le mdtamorphisme est g~n~ralement de H T et de pression intermSdiaire h B P (Hottin, 1976; Nicollet, 1985, 1986, 1988). La d~couverte de cette dclogite a des consequences importantes sur les interprdtations gdodynamiques de la ceinture mobile mozambicaine, puisque cette occurrence est la premiere dans cette rdgion du globe. Le mStamorphisme de H P - B T est interpr~t$ actuellement par la quasi-totalitd des gdologues en termes de tectonique des plaques (e.g., Evans and Brown, 1986) et cet ~chantillon est sans doute le t~moin d'une ancienne zone de convergence d'~ge protdrozo'/que. La tempdrature maximale atteinte, la d~compression adiabatique et l'environnement de matdriaux continentaux mdso- h catazonaux sugg~rent que la trajectoire P - T serait la consdquence d'une subduction continentale au d~but de la collision intracontinentale (e.g., Ernst, 1988) ou de cisaillements affectant la crofite dans son ensemble pendant la collision (Bonneau et Kienast, 1982). Les conditions P - T estimdes pour l'dclogite de Faratsiho sont aussi sensiblement identiques h celles observdes au cours de l'obduction de la croute ocdanique sur la marge continentale (Corse, Nouvelle Calddonie; Gibbons, et al., 1986; Ghent et al., 1987). Le gradient g~othermique estim~ pour l'dclogite protSrozo~que malgache (Fig. 2) se situe dans la gamme de gradients observes dans les zones de convergences rdcentes mdso- et cdnozo'/ques. La preservation de cette roche de H P B T est exceptionnelle, puisque celle-ci a du remonter rapidement en prdcddant le rdajustement des isothermes d~primSs le long du plan de convergence (entre 20 et 100 Ma; Dal Piaz et al., 1983; Rubie, 1984; Cliff et al., 1985; etc. ). Elle a du, ensuite, rdsider, p e n d a n t plus d'un demi-milliard d'anndes, pros de la surface sans 6tre ~rodde. Les hautes temperatures enregestrdes par les rares dclogites prdcambriennes (~clogites de type B ) connues dtaient interprdtdes comme traduisant une diminution notable dans le temps du gradient g~othermique dans les zones de convergence (de Roever, 1964; Newton, 1986). L'~clogite malgache sugg~re

~HORT NOTE

qu'il n'en est rien et qu'une telle diminution reste tr~s moddrde depuis le Protdrozo'/que. I1 est vraisemblable que ces ~clogites de type B ont r~sidd longuement en profondeur et se sont rdchauff~es avant leur remontde h la surface (trajectoire BD ou BE, Fig. 2B). Le financement de ce travail a dt~ assurd par le contrat 89 D B T V-11.

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