L’observation élémentaire sur le terrain de quelques « minéraux index » (Barrow), comme les silicates d’alumine, hydratés ou non, ou les grenats, se révèle insuffisante pour comprendre l’histoire métamorphique d’une région. Ceci a conduit à introduire la notion de faciès (Eskola), qui lie la paragenèse observée à certaines conditions de température et de pression subies par la roche, indépendamment de la composition du protolithe. Nous avons vu également que ces conditions correspondent au moment où, en quelque sorte, la mémoire de la roche métamorphique s’est figée ; ainsi, elles s’inscrivent, pour une région métamorphique donnée, le long d’une courbe dans l’espace pression/température, courbe que l’on désigne par le terme de gradient du métamorphisme. Or, il est apparu qu’il y avait une grande variété de gradients. Heureusement, il est apparu aussi qu’il était possible de les rassembler en trois principales classes (Miyashiro), en utilisant la pression comme critère principal :
- les gradients franciscains des hautes pressions,
- les gradients dalradiens, universellement répandus dans le cycle
hercynien, des moyennes pressions,
- les gradients d’Abukuma des basses pressions.
Le cinquième entretien, qui traitait des roches métamorphiques de hautes pressions, a buté dès le départ sur le paradoxe de leur présence en lentilles, et chapelets de lentilles, intercalées dans de vastes régions soumises au gradient dalradien.
Pour l’expliquer, nous avons du avoir recours aux deux principaux modèles récents de géodynamique, qui décrivent respectivement la subduction de plaque océanique et les collisions continentales frontales. Ces modèles utilisent des notions et des mécanismes qui nous seront utiles pour les migmatites, comme :
- les isothermes et leur déformation par les grands accidents,
- les différentes cinétiques de réchauffement et de refroidissement,
- le chevauchement et le sous-charriage d’écailles,
- l’équilibrage isostatique.
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