Les Zones Marginales

Les lithologies des deux Zones Marginales sont essentiellement des orthogneiss et des métapélites. Dans la SMZ, les deux composants sont respectivement représentés par les gneiss de Baviaanskloof et le complexe supracrustal de Bandelierkop. Les premiers, dominants en volume, sont des gneiss enderbitiques (tonalites à orthopyroxène) déformés et migmatisés, alors que les roches supracrustales sont essentiellement des métapélites (quartz + plagioclase + orthopyroxène + grenat ± biotite, cordiérite, K-feldspath, sillimanite, disthène) mais également des roches volcaniques ultramafiques et des BIFs métamorphisés en faciès granulites (Kramers et al., 2006). Au niveau de la NMZ, les orthogneiss (enderbites et charnockites) sont encore plus abondants en termes de volume (~90%) et ne sont associés qu’à de rares lambeaux de granulites mafiques et de BIFs (Ridley, 1992 ; Berger et al., 1995 ; Rollinson & Blenkinsop, 1995). Ces orthogneiss sont datés entre 2750 et 2625 Ma (Berger et

al., 1995) alors que dans la SMZ, ils sont nettement plus vieux (3300–2800 Ma ; Kröner et al., 2000). Enfin, quelques plutons de granitoïdes (d’affinité sanukitoïde) sont intrusifs dans

ces lithologies, en particulier dans la SMZ où les orthogneiss sont recoupés par le complexe syn- a post-tectonique de Matok, qui fait l’objet d’une partie de ce travail, et daté à ~2685 Ma (voir Section 3.3).

Dans les deux cas, les lithologies dominantes des Zones Marginales (orthogneiss et métapélites) représenteraient respectivement les équivalents, métamorphisés en faciès granulite, des terrains granito-gneissiques et des ceintures de roches vertes des cratons adjacents. D’abord supposée sur la base de considérations pétrographiques (Mason, 1973; du Toit et al., 1983; van Reenen & Hollister, 1988), cette hypothèse a été confirmée par des études géochimiques (Figure 3.22). En effet, Kreissig et al. (2000) ont démontré que la composition chimique, la signature isotopique de Pb et les âges modèles (Nd) des orthogneiss et des métasédiments de la SMZ étaient respectivement identiques à ceux des TTG et des roches supracrustales du bloc de Pietersburg. De la même manière, les âges de résidence crustale et les rapports isotopiques 207Pb/204Pb des enderbites de la NMZ sont identiques à ceux des TTG du craton du Zimbabwe (Taylor et al., 1991 ; Berger et al., 1995).

FIGURE 3.22 : Comparaison des âges modèles Nd entre les terrains de la SMZ et du craton du

Kaapvaal d’une part (données de Kreissig et al., 2000), et ceux de la NMZ et du craton du Zimbabwe d’autre part (données de Berger et al., 1995 et Taylor et al., 1991, respectivement). Pour chaque couple de terrains, les âges modèles couvrent la même gamme, démontrant que les Zones Marginales

représentent l’équivalent, métamorphisé en faciès granulites, de la croûte des cratons adjacents.

Chacune des deux Zones Marginales est séparée de son craton respectif par une zone de cisaillement à mouvement inverse, ou éventuellement transpressif, dont le pendage est orienté vers l’intérieur de la ceinture (Figures 3.21 et 3.23). Il s’agit de la zone de cisaillement de Hout River pour la SMZ (Smit et al., 1992 ; Smit & van Reenen, 1997 ; Kreissig et al., 2001) et de la zone de chevauchement du Nord-Limpopo (également appelée chevauchement d’Umlali), pour la NMZ (Rollinson & Blekinsop, 1995). Les structures dans la NMZ sont globalement homogènes et suivent une orientation ENE–WSW parallèle à l’allongement général de la ceinture du Limpopo (Ridley, 1992 ; Rollinson & Blekinsop, 1995). Elles sont globalement de même direction, mais un peu plus complexes, dans la SMZ où des couloirs de cisaillement mylonitiques, associés à la zone de chevauchement de Hout River (D2), séparent des blocs moins déformés (Smit & van Reenen, 1997 ; Figure 3.23). Ces structures définissent un système de rampes frontales et latérales qui ont permis l’exhumation des granulites (Smit

et al., 2001). La première génération de structures (D1) est associée à l’épisode de chevauchement à vergence Nord enregistré dans le bloc de Pietersburg (voir Section 3.3), mais n’est que très rarement préservée dans les roches de la SMZ.

Les estimations thermobarométriques sont peu nombreuses dans la NMZ, mais il semblerait que les granulites y aient été équilibrées autour de 800–900 °C et 8–9 kbar (Rollinson, 1989 ; Kamber & Biino, 1995). Le métamorphisme de la SMZ (Figure 3.24) est beaucoup mieux étudié. Il comprend un premier pic en faciès granulite (M1), dont les

2700

Nd model Age (TDM)

Southern Marginal Zone

Kaapvaal Craton

Northern Marginal Zone Zimbabwe Craton

Orthogneisses Metasediments

conditions sont comprises entre 8.5 et 9.5 kbar pour 850 à 1000°C (Van Reenen et al., 1987; Stevens & van Reenen, 1992; Perchuk et al., 1996, 2000a; Tsunogae et al., 2004), ce qui fait de la SMZ un terrain de haute à ultra-haute température (UHT). Par la suite, les granulites ont été exhumées pendant l’épisode D2, jusqu’à des conditions de l’ordre de 4–6 kbar pour 600– 650°C (M2), selon des chemins P–T différents en fonction de leur position vis-à-vis de la zone de cisaillement de Hout River (Perchuk et al., 2000a ; Smit et al., 2001). Dans le même temps, les roches situées de l’autre côté de celle-ci (c’est-à-dire, les granitoïdes et roches supracrustales du bloc de Pietersburg) ont subi un métamorphisme prograde jusqu’aux conditions P–T qui caractérisent M2 (Smit et al., 1992 ; Perchuk et al., 2000b ; Figure 3.24). Ce couplage entre le métamorphisme enregistré par les roches de la SMZ et celles du craton du Kaapvaal démontre bien que les premières étaient chevauchantes sur les secondes. Ce chevauchement aurait d’ailleurs résulté en un processus de type « fer à repasser », provoquant la déshydratation des roches du craton et un transfert de fluides vers les granulites de la SMZ, contribuant à les réhydrater en faciès amphibolite (Kramers et al., 2006).

FIGURE 3.23 : Carte géologique et structurale de la SMZ (d’après Smit et al., 2001).

L’évolution des Zones Marginales a été bien contrainte par les études géochronologiques. Dans la SMZ, l’âge du pic métamorphique M1 serait de 2691 ± 7 Ma (Kreissig et al., 2001), ce qui correspond à la fin de l’épisode de chevauchement D1, daté entre 2700 et 2800 Ma au niveau du craton du Kaapvaal (de Wit et al., 1992 ; Passeraub et al., 1999). Quant à

MAKHADO Anna skraa_{l SZ} Matok SZ Petronella SZ N'T^ab ala^la SZ H o u t R i v_{e r S} h e a r _{Z o n} e Cover

Schiel alkaline complex

(~2000 Ma)

Matok igneous complex

(~2685 Ma)

D2 shear zones Foliation form lines Baviaanskloof gneisses Bandelierkop complex Rehydrated granulites Kaapvaal craton 0 10 20 30 40 50 Km N 30°E 23°30' S

l’exhumation, les âges des roches de part et d’autre de la zone de cisaillement de Hout River indiquent que celle-ci a fonctionné entre 2700 et 2600 Ma (Kreissig et al., 2001), y compris celui du pluton de Matok (~2685 Ma ; voir Section 3.3) qui s’est mis en place au cours de l’épisode D2. L’âge de la zone de chevauchement du Nord-Limpopo, accommodant le transport de la NMZ sur le craton du Zimbabwe, est quasiment identique puisque compris entre 2650 et 2575 Ma (Mkweli et al., 1995 ; Blekinsop et al., 2004). Le métamorphisme dans la NMZ n’est pas daté avec précision, mais d’après Ridley (1992), les orthogneiss de la NMZ ont cristallisé dans les conditions du faciès granulites, ce qui permet de contraindre l’âge du métamorphisme entre 2750 et 2625 Ma. Ainsi, l’évolution P–T–t des deux zones marginales est très similaire, avec un seul pic métamorphique en faciès granulites d’âge tardi-archéen (~2700 Ma) suivie d’une histoire d’exhumation relativement rapide (≤ 100 Ma).

FIGURE 3.24 : Chemin P–T des granulites de la SMZ déduites des estimations

thermobarométriques du pic de métamorphisme (M1) et des conditions d’exhumation (M2). Les flèches

nommées P00-1 et P00-2 correspondent aux deux trajets d’exhumation définis par Perchuk et al. (2000a). Le chemin métamorphique des roches du craton du Kaapvaal, dont le pic est contemporain

de l’épisode M2 et présente les même conditions P–T, est également indiqué. Sources des données :

van Reenen et al. (1987) ; Stevens et al. (1992) ; Tsunogae et al. (2004) ; Perchuk et al. (2000a,b). Pour comparaison, les conditions métamorphiques de la région de Barberton (voir Section 3.1) sont reportées : elles correspondent à des gradients de plus basse température et de plus haute pression.

Metamorphism in Barberton area 0 3 6 9 12 15 200 400 600 800 Blueschist Granulite Amphibolite Greenschist P re ss ur e ( k b a r) Temperature (°C) 1000 P00-1 P00-2 M₁ M2 Metamorphism in Barberton area Metamorphism in the KC