jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
cet ensemble III sont identiques à ceux des métavolcanites de l'ensemble IV décrits ci-dessous (fig. 6, pi. I) ce qui nous conduit à les interpréter comme des métacinérites, des métatuffites plus ou moins remaniées avec une contribution sédimentaire mal déterminée. L'ensemble IV épais de plusieurs centaines de mètres est composé pour l'essentiel de métavolcanites basiques à dominance tufacée et des métalaves à textures intersertales ou porphyriques parfois conservées. Les faciès y sont très variés, et seul un niveau d'icelandite porphyrique constitue un repère. Ces métavolcanites regroupent deux des séries magmatiques précédemment définies : une série I et une série 2
précédemment définies : une série I et une série 2 plus importante qui peut être divisée en deux sous-ensembles par les valeurs du rapport La/Yb (fig. 5, pi. II). Ces deux séries sont pauvres en titane ( < 1 %). Dans ces différents ensembles précédents se sont mis en place des filons, des dykes ou des sills de composition variée, acide à basique qui appartiennent tous à une série 3 calcoalcaline (fig. 2, pi. I et fig. 7, pi. II). L'identification des différents ensembles précédents nous permet d'interpréter la succession simple du gisement de Perkoa observée sur les sondages les
simple du gisement de Perkoa observée sur les sondages les plus à l'ouest (I → II → III → IV) et de corréler avec d'autres séries birrimiennes. Les ensembles II, III et IV apparaissent analogues aux ensembles classiques définis au Ghana ([3], [4]). Ils semblent également apparaître dans les coupes des sillons de Houndé [5]. Les ensembles II et III correspondent au Birrimien inférieur. Les métatufs et les niveaux manganésifères de l'ensemble II se corrèlent en particulier avec la partie moyenne du Birrimien inférieur. Les schistes noirs à lits de sulfures de l'ensemble III ont été également décrits au sommet
sulfures de l'ensemble III ont été également décrits au sommet du Birrimien inférieur [4]. L'ensemble IV correspond à la base du Birrimien supérieur telle qu'elle est décrite par Woodfield [4]. D'autres auteurs, selon Kesse [3] décrivent des formations détritiques à l'extrême base du Birrimien supérieur, absentes à Perkoa. L'ensemble I pourrait correspondre aux séries « libériennes » décrites comme substratum des séries birrimiennes ([6], [7]). Il n'existe toutefois à Perkoa, aucune preuve de discordance et les arguments que l'on pourrait tirer des différences de métamorphisme (faciès granulite pour l'ensemble I, et faciès amphibolite pour les ensembles II, III et IV)
et faciès amphibolite pour les ensembles II, III et IV) sont contradictoires. Les distinctions établies sont confirmées par les caractères des spectres de terres rares (fig. 5, pi. II). La série 1 tholeiitique présente un spectre de terres rares plat. La série 2b s'en distingue par un enrichissement en terres rares légères. La série 2 a se distingue de la série 2 b par deux caractères : un niveau plus faible de l'ensemble des teneurs et un rapport (Yb/Tb)N > 1 pour 2 a et < 1 pour 2 b. Les spectres de terres rares de la série 3 sont
Les spectres de terres rares de la série 3 sont tout à fait semblables à ceux de la série 2 b. Aussi la série 2 b peut elle être considérée comme transitionnelle entre les séries 2 a et 3. Le diagramme Al-F-M (fig. 8, pi. II), [8], confirme les résultats précédents. On constate que la série 3 est typiquement calcoalcaline. Par rapport au champ de la série 3, les champs de la série 2 et 1 se rapprochent de la courbe d'évolution de la série tholeiitique type. Les roches d'origine sédimentaire de l'ensemble II et les schistes noirs de l'ensemble
sédimentaire de l'ensemble II et les schistes noirs de l'ensemble III se distinguent nettement du point de vue géochimique par les rapports Th/Ta > 5 dans le premier cas, < 5 dans le second (fig. 9, pi. II). IMPLICATIONS GÉOTECTONIQUES. — En se référant à la méthode d'identification des séries volcaniques fondées sur la distribution des éléments hygromagmaphiles ([9] à [14]) on EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 1. — Localisation de Perkoa. Fig. 1. — Location of Perkoa. Fig. 2. — Distinction des trois séries magmatiques de Perkoa à partir des diagrammes Th/Tb=/(Th/Ta), Th/Hf =/(Th/Ta); carrés et cercles pleins
partir des diagrammes Th/Tb=/(Th/Ta), Th/Hf =/(Th/Ta); carrés et cercles pleins : métavolcanites de l'ensemble IV; étoiles : schistes noirs de l'ensemble III; carrés vides : métatufs de l'ensemble II; triangles pleins : roches intrusives. Fig. 2. — Distinction of three magmatic séries of Perkoa on the diagrams Th/Tb =f(Th/Ta) and Th/Hf—j'(Th/Ta); filled squares and filled circles: metavolcanits of the formation IV; close squares: metatuff of the formation II; stars: black schists of the formation III; filled triangles: intrusive rocks. Fig. 3. — Geological section of the Perkoa series: except the granodioritic mass, the intrusive rocks are not represented. Fig. 3.
granodioritic mass, the intrusive rocks are not represented. Fig. 3. — Geological section of the Perkoa series: except the granodioritic mass, the intrusive rocks are not represented. Fig. 4. — Diagramme MnO=/(MgO) pour les grenats; g1-grenats de l'ensemble I, g2-grenats de l'ensemble II et g3-grenats de l'ensemble III. Fig. 4. Diagramme MnO = f (MgO) for garnets: gl-garnets of the unit I, g2-garnets of the unit II, g'i-garnets of the unit III. SOPHIE RATOMAHARO C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2033-2040, 1988 Planche II Fig. 5. — Spectres des terres rares des trois séries magmatiques 1,
— Spectres des terres rares des trois séries magmatiques 1, 2 et 3. Fig. 5. — REE spectrum of the three magmatic series 1, 2 and 3. Fig. 6. — Spectres des terres rares des schistes noirs. Fig. 6. — REE spectrum of black schists. Fig. 7. — Diagramme binaire (Th, Ta) pour les roches acides et basiques de la série 3. Fig. 1. — Binary diagram (Th, Ta) for the acid and basic rocks of the series 3. Fig. 8. — Diagramme AL-F-M [8] : 1, champ des roches basiques de la série I; 2, champ des roches basiques
basiques de la série I; 2, champ des roches basiques de la série 2; 3, champ des roches basiques et acides de la série 3. Fig. 8. — Diagram Al-F-M [8]: 1, basic rocks field of the series 1; 2, basic rocks field of the series 2; 3, basic rocks field of the series 3. Fig. 9. — Diagramme La/Yb = f (Th/Ta) pour les roches acides calcoalcalines intrusives (série 3), les schistes noirs et les subgrauwackes. Fig. 9. — Diagram La/Yb = f (Th/Ta) for the calco-alkalic and intrusive (series 3) acid rocks, the black schists and the subgreywackes.
(series 3) acid rocks, the black schists and the subgreywackes. Fig. 10. — Diagramme Th/Tb* 3/Ta* 2 [13] pour les métabasites de Perkoa : 1, série I; série 2; 3, série 3, comparaison avec les basaltes provenant des sondages du bassin intra-arc des Mariannes [11] : m, et aux ophites pyrénéennes [14] : p. Fig. 10. — Diagram Th/Tb* 3/Ta*2 [13] for the metabasic rocks of Perkoa: 1, série 1; 2, série 2; 3, série 3, comparison with basalts drilled in the Mariana Trough [11]: m, and to pyrenean ophites [14]: p. peut effectuer les observations suivantes : 1. les
[14]: p. peut effectuer les observations suivantes : 1. les caractéristiques géochimiques établies, distinguent nettement les roches de Perkoa des basaltes océaniques ou ceux localisés en domaine de distension intraplaque (Rift, etc.) qui sont caractérisés par un rapport Th/Ta proche de l'unité; 2. malgré l'allure générale des spectres de terres rares, même celles de la série 3 (intrusive et tardive), le rapport Th/Ta distingue nettement les roches de Perkoa des séries tholeiitiques et calco-alkalines des domaines de convergence de plaques (arcs insulaires, marges actives...); 3. par contre, on retrouve pour les séries 1 et 2 des caractéristiques proches respectivement de
les séries 1 et 2 des caractéristiques proches respectivement de celles des basaltes continentaux (exemple les ophites pyrénéennes [14]) et des bassins d'arrière-arc (type Mariannes, [11]) (cf. diagramme Th/Tb* 3/Ta* 2, fig. 10, pi. II [13]). En conclusion, la nature de la série sédimentaire (subgrauwackes) et les caractères géochimiques de la série volcanique suggèrent pour ces roches, une mise en place dans des conditions de plate-forme sur un socle continental. Note remise le 28 juillet 1988, acceptée après révision le 3 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] Rapport préliminaire de synthèse du projet Perkoa, Pennaroya, 1987. [2] E. MARCOUX, M.-F. OUEDRAOGO,
du projet Perkoa, Pennaroya, 1987. [2] E. MARCOUX, M.-F. OUEDRAOGO, J.-L. FEYBESSE, J.-P. MILESI et A. PROST, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 589-595. [3] G. KESSÉ, Publication occasionnelle, n° 10, C.I.F.E.G., 1986, p. 85-97. [4] P. D. WOODFIELD, Ghana Geol. Surv. Bull., n° 30, 1966. [5] D. HUOT, S. VLADIMIR et P. ZIDA, Econ. Geol, 82, 1987, p. 2033-2040. [6] B. BESSOLES, Mém. B.R.G.M., n° 88, 1977. [7] A. PAPON, Mém. B.R.G.M., n° 80, 1973. 2040 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2033-2040, 1988 [8] M. BESSON et M. FONTEYNE, Bull.
p. 2033-2040, 1988 [8] M. BESSON et M. FONTEYNE, Bull. Soc. Fr. Miner. Cristallogr. Paris, 97, n° 6, 1976, p. 445-449. [9] M. TREUIL et J. VARET, Bull. Soc. Géol. France, n° 5-6, 1973, p. 506-540. [10] J. L. JORON et M. TREUIL, Bull. Soc. Géol. France, 7, 19, n° 6, 1977, p. 1197-1205. [11] P. A. WOOD, N. G. MARSH, J. TARNEY, J.-L. JORON, P. FRYER, M. TREUIL, Initial Report Deep Sea Drilling Project, 1981. [12] J.-L. JORON, B. CABANIS et M. TREUIL, Bull. Centre Rech. Exploration Production Elf-Aquitaine, 7, 1983, p. 273-284. [13] B. CABANIS, Thèse de doctorat
7, 1983, p. 273-284. [13] B. CABANIS, Thèse de doctorat d'État, Paris-VI, 1986. [14] D. BÉZIAT, Thèse de 3e cycle, Toulouse, 1983. S. R., M. D. et M. F. : Pétrologie et Métallogénie, Université Paris-VI, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex, U.R.A. 0736 du C.N.R.S; J.-L. J. et M. T. : Groupe des Sciences de la Terre, Laboratoire Pierre-Sue, Centres d'Études nucléaires de Saclay, 91190 Gif-sur-Yvette. 1) [1] are related to Mesozoic metasediments of the Calar Alto (lower) and Bedar-Macael (upper) Units [2]. The rocks described in this paper belong to the Calar Alto Unit and they are unaffected by
to the Calar Alto Unit and they are unaffected by the ductile deformation related to the shear zone between these two units [3], for which reason their igneous fabrics remain unmodified. They occur as multiple injection dykes; those from 2-50 cm have porphyritic and aphanitic-vesicular facies, while those from 2-20 m have doleritic facies. Their total volume accounts for less than 5% of the intruded metasediments, which, as a whole, consist of a continental basal sequence of psammites and partially evaporitic pelites [7] and, at the top, carniallar marbles with gypsum and anhydrite pseudomorphs [8]. This metasedimentary sequence is attributed
gypsum and anhydrite pseudomorphs [8]. This metasedimentary sequence is attributed to the Middle-Upper Triassic [9]. The doleritic dykes have microdoleritic chilled margins and olivine and plagioclase segregated at the cores. They consist of 30-35% olivine (Fo = 69-82), 30-35% plagioclase (An = 48-70) and 25-30% of typical intraplate alkaline-basaltic clinopyroxene (salite-augite) [4]. The porphyritic rocks contain plagioclase and/or olivine phenocrysts at proportions of 90:10 in the core of some dykes, while augite occurs in the matrix alone. Additionally, kaersutite [5] and hastingsite amphiboles (Fig. 2) as well as biotite (Mg/Fe = 3:1; 4:1) appear in all the lithotypes. All the
= 3:1; 4:1) appear in all the lithotypes. All the geological data, together with the alkaline transitional (Nb/Y = 0.56-0.83) intraplate (4), (11) character of these basic rocks, suggest an intermediate-crust environment rather than an ocean ridge one (12). The Alpine metamorphism has transformed most of these rocks into eclogites, metabasalts and amphibolites, although slightly metamorphosed igneous rocks do occur in the areas of Cobdar and Lubrin (Fig. 1). This metamorphism has never been described up to now. It is very different from those in the other metabasalts. Metamorphic recrystallization formed coronas, such as Ca-amphibole (Fig. 2), enstatite (Fig. 3)
formed coronas, such as Ca-amphibole (Fig. 2), enstatite (Fig. 3) and garnet (with about 60% pyrope in the porphyritic rocks, Fig. 4), between olivine and plagioclase. In other equilibrium stages, anthophyllite (Mg/(Mg+Fe) = 0.88-0.90, Al = 0.22-0.52%), talc (Mg/(Mg + Fe) = 0.77) and sodic phlogopite (Mg/(Mg + Fe)>0.8, Na/(Na+K) = 0.4-0.9) coexist with these minerals, also as coronas. The chemical composition of the minerals is controlled by the composition of the reacting phases in each localized textural site; e.g. the garnet has a higher pyrope content near olivine and a higher grossularite content near plagioclase (Fig. 4). This fact,
a higher grossularite content near plagioclase (Fig. 4). This fact, together with the coronitic fabric, suggests a very limited ionic diffusion during the growth of the coronas and the formation of multiple microsystems compositionally similar to those of the ultrabasic rocks. In the porphyritic rocks some differences exist, such as the development of a blue calcic amphibole (Fig. 2) [13] between plagioclase and igneous amphibole and/or opaques, and a more advanced replacement of plagioclase by a symplectite of zoisite + albite/sodic plagioclase+ kyanite. In these lithotypes the relics of the olivine that has not been totally transformed into coronas are
olivine that has not been totally transformed into coronas are altered into dolomite/calcite and talc. Furthermore, hydrated minerals are more abundant in these lithologies, which suggests an almost more active ionic diffusion. The preliminary data concerning the P-T conditions of the above-described mineral association, based on the stability of anthophyllite, talc and enstatite, suggest 600-650°C [14]. The minimum pressure (8-9 kbars) [15] is inferred from the coexistence of zoisite + kyanite. The surrounding metasediments also indicate a high-pressure regime by the stability of talc + kyanite [16] in scapolite-bearing metaevaporitic rocks and also development of eclogites in the surrounding metabasite
rocks and also development of eclogites in the surrounding metabasite dykes. CADRE GÉOLOGIQUE. — Des roches basiques sont associées aux matériaux mésozoïques de la nappe de Calar Alto et de la nappe sus-jacente de Bédar-Macael [2], unités du complexe Nevado-Filabride (Zones internes des Cordillères bétiques, fig. 1) [1]. Les métabasites étudiées ici appartiennent à la nappe de Calar Alto et apparaissent immédiatement au-dessous du contact de chevauchement ductile entre les deux nappes. Ces métabasites ne présentent pas, en général, de déformation par cisaillement ductile (Fm) et semblent exclusivement affectées par la déformation hétérogène ultérieure (Fp) [3]. C'est pourquoi les fabrics
la déformation hétérogène ultérieure (Fp) [3]. C'est pourquoi les fabrics et, dans quelques affleurements, la minéralogie des roches ignées sont conservées intactes, ce qui permet de distinguer facilement des dykes des amphibolites et des prasinites situées structuralement au-dessus, dans la zone de cisaillement de la nappe de Bédar-Macael [4]. Les corps de métabasites montrent une continuité latérale et une épaisseur faible (300 m x 30 ou 40 m au maximum) et représentent un volume très réduit (inférieur à 5 %) par rapport à l'ensemble métasédimentaire. Ces roches basiques forment des intrusions à injections multiples, avec des dykes parallèles, les uns
intrusions à injections multiples, avec des dykes parallèles, les uns à faciès grenus, doléritico-microdoloritiques (dykes de 2 à 20 m), et d'autres basaltico-porphyriques et aphanitico-vésiculaires (dykes de 20 à 50 cm); les dykes porphyriques et doléritiques montrent des structures de différenciation par flux avec une accumulation différentielle de phases cristallines en leur centre, que l'on ne doit pas confondre avec les accumulations dues à la séparation par gravité au sein de corps stratoïdes, à laquelle on avait précédemment fait appel ([5], [6]). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2041-2047, 1988 2043 Cet ensemble est injecté dans
II, p. 2041-2047, 1988 2043 Cet ensemble est injecté dans une séquence métasédimentaire continentale psammito-pélitique et en partie évaporitique [7]. Au toit apparaissent des marbres carniallaris, avec des pseudo-morphoses d'anhydrite et de gypse [8]. On attribue tous ces matériaux au Trias inférieur-moyen [9]. Dans les marbres, les injections multiples se séparent comme des dykes individualisés (les bordures figées et lobées de ces dykes avaient été confondues avec des pillow-lavas [6]). Les données géologiques et le caractère alcalin transitionnel intraplaque ([7], [10]) de ces roches suggèrent une situation dans une croûte continentale amincie ou intermédiaire ([4], [11]), plutôt que dans une
continentale amincie ou intermédiaire ([4], [11]), plutôt que dans une dorsale océanique [12]. Les matériaux des affleurements les plus volumineux (zones de Cobdar et de Lubrin, fig. 1) ont été métamorphisés et complètement transformés en eclogites, mais il y a encore quelques secteurs où subsistent des reliques de la minéralogie initiale, aussi bien dans les dykes doléritiques que dans les porphyriques. Dans les deux cas, cependant, s'est développée une recristallisation métamorphique dont les aspects texturaux et minéralogiques (enstatite, anthophyllite, talc, grenat avec 60% de pyrope et phlogopite sodique) sont très différents des associations éclogitiques situées dans les roches qui les
différents des associations éclogitiques situées dans les roches qui les entourent. Ces paragenèses sont ici décrites pour la première fois. PÉTROGRAPHIE DES ROCHES IGNÉES NON TRANSFORMÉES ET DONNÉES CHIMIQUES. — Les dykes de dolérites à olivine à injections multiples présentent une évolution entre des faciès microdoléritiques de bordure et des faciès diabasico-ophitiques à grain moyen à gros au centre où, de plus, apparaissent localement des cumulats d'olivine (45%, Fo = 82-88) et plagioclase (45%, An = 70-72) au détriment du clinopyroxène (2-5%, salite-augite). Les proportions modales de ces trois composants, représentatifs de l'ensemble des dykes, sont de l'ordre de: 35-30%
représentatifs de l'ensemble des dykes, sont de l'ordre de: 35-30% olivine (Fo = 69-82), 30-35% plagioclase (An = 48-70), 25-30 % clinopyroxène, ce dernier avec des caractères propres des basaltes alcalins intraplaque [4]. Les dykes porphyriques contiennent de l'olivine (Fo = 78-80 et/ou du plagioclase (An = 61-72) comme phénocristaux dominants, dans une proportion qui peut arriver à 90: 10 dans les types enrichis en l'un ou l'autre composants, ceci étant dû à l'accumulation par flux différentiel au centre des dykes. L'augite est pratiquement reléguée à la matrice microdoléritico-intersertale. De plus des microphénocristaux de spinelle riches en chrome apparaissent normalement.
plus des microphénocristaux de spinelle riches en chrome apparaissent normalement. Les dykes aphanitiques et microdoléritico-intersertaux présentent des proportions modales d'olivine, de plagioclase et de clinopyroxène semblables à celles des termes doléritiques normaux. En outre, et dans tous les lithotypes, apparaissent une amphibole (entre 5 et 8%) du type kaersutitique [5] et magnésio-hastingsitique (fig. 2) et une biotite (0,5-2%) avec une haute relation Mg/Fe (3:1, 4:1). La composition chimique de roche totale montre des rangs d'évolution équivalents dans tous les faciès (SiO2 = 45-49%, MgO = 0,52-0,67) et une affinité magmatique de basaltes alcalins transitionnels (Nb/Y = 0,56-0,83) tandis que les
de basaltes alcalins transitionnels (Nb/Y = 0,56-0,83) tandis que les relations Zr/Y-Zr et Ti/100-Zr-Y = 3 sont celles qui correspondent aux domaines intraplaque ([4], [11]). TRANSFORMATIONS MÉTAMORPHIQUES. — On peut suivre les transformations métamorphiques des métabasites à travers diverses étapes d'équilibre et dans les différents types texturaux ignés. La transformation des dolérites et basaltes se produit généralement sur quelques centimètres, parfois même seulement à l'échelle de la lame mince, bien que toutes les étapes ne se soient pas développées de la même manière dans tous les affleurements. Les premières traces de recristallisation métamorphique dans les dolérites se traduisent par la
de recristallisation métamorphique dans les dolérites se traduisent par la formation de minces couronnes de petits cristaux d'amphibole calcique [13] à l'interface entre olivine et plagioclase. Cette amphibole montre une substitution édénitique (NaA + K, Al, V = D, Si; axe X sur la figure 2) relativement étendue et une substitution glaucophanique (NaM4, Si = Ca, AlVI; axe Y sur la figure 2) beaucoup plus limitée. Ces variations sont évidentes dans le même échantillon. Lorsque la recristallisation progresse, aussi bien dans les roches porphyriques que dans les dolérites, une partie de l'olivine se transforme en un agrégat de petits cristaux
de l'olivine se transforme en un agrégat de petits cristaux d'enstatite et d'oxydes de fer, tandis que la couronne d'amphibole est partiellement remplacée par du grenat qui progresse vers les reliques de plagioclase en formant une couronne externe. La variation du contenu en Al du pyroxène oscille entre 0,2 et 2,5%, ce qui peut être contrôlé par la faible diffusion ionique de l'Al dans l'olivine pendant la formation de la couronne d'enstatite. Le grenat montre une forte variation de son contenu en pyrope et grossulaire (fig. 4) transversalement aux couronnes, malgré la minceur de ces dernières (0,1-0,2 mm). Le contenu
malgré la minceur de ces dernières (0,1-0,2 mm). Le contenu en grossulaire est plus important dans la partie de la couronne en contact avec le plagioclase. La croissance du grenat vers l'intérieur du plagioclase produit une baisse importante de la proportion en anorthite de ce dernier lorsque le feldspath est en contact avec la couronne de grenat (la proportion d'An descend de 67-40-20 jusqu'à de l'albite presque pure). Dans les faciès porphyriques, le grenat est plus riche en Mg (fig. 4). Le plagioclase se transforme en une simplectite de zoïsite et d'albite/plagioclase sodique dans les faciès doléritiques. Dans les faciès
et d'albite/plagioclase sodique dans les faciès doléritiques. Dans les faciès porphyriques, cette transformation est plus avancée et l'on trouve du disthène comme phase additionnelle. L'orthopyroxène coexiste avec l'anthophyllite, le talc (Mg/(Mg + Fe) = 0,77) et la phlogopite sodique. Ce dernier minéral montre une certaine substitution Mg = Fe2+, bien que le rapport Mg/(Mg + Fe) se maintienne toujours supérieur à 0,8. La phlogopite sodique et potassique apparaissent, toutes les deux, dans les mêmes cristaux et le rapport Na/(Na + K) oscille entre 0,4 et 0,9. Dans les roches porphyriques, de plus, les reliques des phénocristaux d'olivine se présentent comme
de plus, les reliques des phénocristaux d'olivine se présentent comme complètement remplacées par de la dolomite et/ou du talc. De plus, une amphibole bleue calcique [13], riche en Al et Fe (fig. 2), apparaît à l'interface entre l'amphibole ignée (ou les opaques) et le plagioclase. CONCLUSION. — Les aspects les plus intéressants des transformations métamorphiques décrites consistent dans la formation de couronnes de minéraux et dans les fortes variations de composition des minéraux qui les forment. La composition chimique de tous les minéraux est contrôlée par le milieu chimique local, défini par les phases réactionnelles, dans chaque position texturale concrète,
défini par les phases réactionnelles, dans chaque position texturale concrète, plutôt que par les différences dans les conditions P—T. Ceci suggère une diffusion ionique très limitée pendant la formation des couronnes. Les variations du contenu en Al de l'anorthite et en Ca-Mg du grenat peuvent être des exemples des conséquences de ce phénomène. Comme résultat de l'absence de diffusion, de nombreux microsystèmes chimiques aux compositions très semblables à celles des roches ultrabasiques se sont développés, ce qui explique la minéralogie particulière qui se produit lors des premières étapes du métamorphisme. La transformation de l'olivine en dolomite et en talc, la