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Les protolithes des unités de ultra haute pression
Les protolithes de ces unités de ultra haute pression sont assez variés. L’unité de Dora Mai-ra dans les Alpes italiennes provient de granites (au sens large) hercyniens, ainsi que de la couverture sédimentaire de la marge européenne (Avigad, et al., 2003). Quelques dizaines de kilomètres plus au nord, l’unité de Zermatt-Saas-Fee contient une partie basique provenant de la croûte océanique téthysienne, ainsi que du manteau lithosphérique serpentinisés et une par-tie d’origine sédimentaire correspondant encore à la couverture sédimentaire de la marge européenne (van der Klauw, et al., 1997). Dans les Alpes, les unités de haute et ultra haute pression proviennent de la marge passive européenne formée lors de l’ouverture de l’océan téthysien.
De même, en Himalaya, les massifs de ultra haute pression/basse température de Kaghan Valley au Pakistan et Tso Morari en Inde se trouvent au coeur des nappes cristallines du Haut Himalaya qui dérivent elles-mêmes de la couverture sédimentaire de l’ancienne marge passive Indienne (Dèzes, 1999). Pour les massifs plus anciens (Dabie Shan en Chine, Western Gneiss Region en Norvège ou Kokchetav au Kazakhstan par exemple), il est plus difficile de préciser l’origine précise des roches de ultra haute pression. On note cependant qu’ils dérivent de la croûte continentale supérieure et/ou de la couverture sédimentaire (Liou, et al., 1998 ; Liou, 2000).
Arguments en faveur d’une origine lithostatique de la pression
Les inclusions minéralogiques permettent de calculer une pression subie qui peut être :
a) lithostatique : il s’agit de la pression de confinement P liée à la profondeur d’enfouissement par la relation P =ρ × g × Z ou ρ est la masse volumique du milieu de confi-nement, g l’accélération gravitaire et Z la profondeur d’enfouissement.
b) non lithostatique ou « pression tectonique » : il s’agit d’une pression engendrée par les contraintes tectoniques qui s’ajoute à la pression lithostatique. Cette pression non lithostatique est limitée par la résistance des roches : les contraintes tectoniques n’étant pas isotropes, leur augmentation conduit à la rupture/fluage de la roche et la pression induite diminue alors.
Les pressions qui nous intéressent sont de l’ordre de 3 GPa, donc bien supérieures à la pression tectonique qui est comparable à la résistance des roches (Brace, et al., 1970 ; Manc-kletow, 1993) : de l’ordre de 0,1 GPa. Schreyer argumente également dans ce sens (Schreyer, 1995) en ajoutant que le pyrope du massif de Dora Maira s’est développé avec la coésite dans un assemblage de talc + chlorite + disthène (Chopin, 1984 ; Chopin, et al., 1991; Schertl, et al., 1991) qui est très peu compétent. Cela signifie que lors de la formation des minéraux de ultra haute pression, la roche était très peu résistante : la pression non lithostatique est donc nécessairement très faible par rapport à la pression lithostatique. Nous pouvons alors convertir les pressions subies (~ 3 GPa) en kilomètres d’enfouissement (~ 100 km).
Microstructure et déformation des unités de ultra haute pression
Les déformations enregistrées par les roches de ultra haute pression/basse température sont des contraintes importantes sur les mécanismes d’exhumation. Cependant, nous avons vu que l’exhumation ne se faisait pas en une seule étape, et les déformations enregistrées renseignent souvent sur les dernières étapes du processus.
Ainsi, le massif de Dora Maira montre très peu de déformations associées au métamor-phisme de ultra haute pression (Michard, et al., 1993). En revanche, le massif a subi une intense déformation ainsi qu’un métamorphisme de faible degré alors que les unités UHP/BT étaient déjà remontées dans la croûte continentale. Il est possible que les déformations syn-chrones du métamorphisme de ultra haute pression aient été effacées lors de la dernière phase d’exhumation. Cependant, certaines roches de ultra haute pression, peu affectées par le méta-morphisme tardif, montrent également très peu de déformation liées à l’épisode de ultra haute pression. Par exemple, le granite de Brossasco été subduit à plus de 100 kilomètres puis ex-humé sans enregistrer de déformation. Il a même conservé sa texture magmatique originelle et a été seulement faiblement affecté par le métamorphisme de faciès schistes verts (Stöckert, 2002). Cela peut alors signifier que l’unité profondément subduite a subie une très faible dé-formation ou bien que la déformation était forte mais localisée en dehors des limites actuelles du granite de Brossasco.
Encore dans les Alpes, les schistes et éclogites de Lago di Cignana en Italie font partie du massif de ultra haute pression de Zermatt-Saas-Fee et montrent, de manière très détaillée, des déformations liées aux différentes étapes du processus d’exhumation. Les unités métamorphi-ques proviennent de la croûte océanique téthysienne et des sédiments de la marge passive européenne (van der Klauw, et al., 1997), subduit à près de 100 km. Cinq phases de déforma-tion ont pu être observées et les conditions P-T ont été calculées pour chacune de ces phases (Fig. 1.5) :
A plus de 2,6 GPa et 600°C, des bandes de cisaillements témoignent d’une faible déformation extensive hétérogène. Cette déformation est interprétée par van der Klauw (1997) comme le détachement des unités métamorphiques de la plaque sub-duite.
A la suite de cette déformation, toujours à grande pression, aucune structure ni re-cristallisation ne sont observées avant 1,2 GPa et 550-575°C. L’unité subie alors une décompression importante (~1,4 GPa soit ~50 km), quasi-isotherme (<50°C de refroidissement) sans déformations. Cela signifie que les contraintes différentielles étaient trop faibles pour induire une déformation au sein de l’unité et que, si il y a eu déformation, elle devait être localisée au delà des limites actuelles de l’unité exhumée.
Vers 500°C et 1,2 GPa, des veines de quartz apparaissent au sein de l’unité. Les formes et orientations de ces veines traduisent une contrainte déviatorique encore faible.
A 350-400°C et 0,4-0,6 GPa, les éclogites sont localement déformées et rétromor-phosées dans le faciès schistes verts. L’unité de Zermatt-Saas-Fee devient alors une nappe cohérente.
La dernière phase d’exhumation (≈300°C) montre une déformation importante : plissement des métasédiments et cisaillement intense des roches métabasiques. Cela traduit une contrainte différentielle forte.
D’autres massifs de ultra haute pression/basse température montrent des déformations si-milaires, bien que les études soient, en général, moins détaillées. Ainsi dans le massif du Kokchetav au Kazakhstan, les déformations contemporaines du métamorphisme éclogitique sont très faibles, peu préservées et les unités exhumées ont ensuite été fortement déformées lors d’un épisode de métamorphisme de faciès amphibolite (Yamamoto, et al., 2000). Dans le massif du Dabie Shan en Chine ou de Kaghan au Pakistan, les roches de ultra haute pression montrent également une importante déformation contemporaine d’un métamorphisme de fa-ciès amphibolite, donc lors de la dernière phase d’exhumation (Hacker, et al., 2000 ; Faure, et al., 1999 ; Treolar, et al., 2003).
Rôle des fluides, réaction d’éclogitisation et densités des unités métamorphiques
Le rôle des fluides dans les réactions minéralogiques est prépondérant. Les fluides sont en effet nécessaires dans les réactions minéralogiques progrades conduisant à la formation de coésite ou de diamant. En contrepartie, lors de l’exhumation, ils favorisent également les réac-tions rétrogrades conduisant à l’effacement des paragenèses minéralogiques de ultra haute pression (Harley et Carswell, 1995). La présence ou l’absence de fluides explique en partie la préservation des inclusions de ultra haute pression au sein d’enclaves basiques. Lors du mé-tamorphisme de ultra haute pression, les roches de la croûte continentale conservent encore une quantité d’eau importante grâce aux minéraux tels que : micas et épidotes qui sont encore stables. En revanche, les enclaves ultramafiques sont sèches (Hermann, 2002 ; Chopin, 2003). Ainsi lors de l’exhumation, les réactions rétrogrades sont-elles favorisées dans les gneiss alors que les enclaves basiques conservent les paragenèses de ultra haute pression. De même au sein des gneiss, certaines inclusions de coésite ou diamant peuvent survivre à la rétrogression si elles sont protégées des fluides au sein de grenats ou de zircons.
La réaction d’éclogitisation n’est donc pas seulement conditionnée par les conditions P-T au sein des unités subduites, mais également par la quantité de fluides disponibles au sein de ces unités. Du fait de cette complexité, plusieurs questions restent encore sans réponses. Quel est le taux de croûte continentale subduite qui est éclogitisée ? Cette question en amenant une autre : quelle est alors la densité moyenne de la croûte subduite à plus de 100 km de profon-deur ? En effet, les transformations minéralogiques s’accompagnent d’un changement de densité. Pour évaluer ce changement de densité de la croûte subduite, il est nécessaire d’estimer la proportion de croûte subduite éclogitisée et l’effet de cette éclogitisation sur les matériaux de la croûte continentale. Bien qu’une partie de la croûte subduite semble échapper à la transformation (Chopin, 2003), faisons, pour simplifier, comme si celle-ci était complètement éclogitisée. La parage-nèse minéralogique la plus importante au sein de la croûte continentale soumise aux conditions de ultra haute pression/basse température serait alors : coésite, disthène, phengite, clinopyroxène et grenat (Hermann, 2002). La densité de la croûte continentale supérieure se-rait dans ce cas comprise entre 3,0 g/cm3 et 3,3 g/cm3 : celle-ci serait donc encore inférieure à la densité du manteau environnant (3,3 g/cm3). Evidemment, si la croûte continentale subduite n’est que partiellement éclogitisée sa densité serait encore inférieure.
L’éclogitisation de la croûte inférieure plus mafique donnerait par contre des densités supé-rieures à celle du manteau. En effet, si la croûte inférieure a une composition moyenne andésitique, son éclogitisation totale donnerait une densité de 3,37 g/cm3. On obtiendrait même une densité de 3,56 g/cm3 si sa composition est gabbroïque (Bousquet, et al., 1997).
Rhéologie de la croûte continentale à grande profondeur
L’élévation de pression et de température lors de la subduction entraîne un changement de la rhéologie de la croûte continentale soumise au métamorphisme UHP/BT. C’est un point important pour la modélisation des processus de subduction continentale et d’exhumation des roches de ultra haute pression.
En première approximation, la rhéologie de la croûte continentale peut alors être déduite de celle du minéral le plus abondant : le quartz (Ranalli, 2000). Lors du métamorphisme de ultra haute pression, celui-ci est remplacé par la coésite. La rhéologie de la croûte continentale subduite à ~100 km peut donc être estimée, en première approximation, à partir des mesures de propriétés mécaniques de cristaux de coésite. Ces mesures donnent une très faible résis-tance de la croûte (∼ quelques MPa) pour une température de 750 ± 150°C et une pression supérieure à 2,8 GPa (Renner, et al., 2001 ; Stöckert et Renner, 1998).
La résistance de la croûte continentale dominée, par la coésite, est donc très faible et se trouve parfois encore diminuée lorsque celle-ci est partiellement fondue comme dans les gneiss de l’Ouest en Norvège (Labrousse, 2001). En effet, les gneiss auraient subi près de 30% de fusion partielle durant leur exhumation, ce qui pour une roche granitique conduirait à une diminution de la viscosité de 4 ordres de grandeurs (Labrousse, et al., 2002; Vander-haeghe, 2001).
La chaîne himalayenne
La chaîne himalayenne, longue de 2500 km, résulte de la collision des plaques indienne et asiatique, entamée à l’Eocène et se poursuivant encore aujourd’hui. La figure 1.9 montre un schéma structural simplifié de la chaîne himalayenne. La continuité des unités et des structu-res principales (MFT, MCT, MBT, YTZS) est remarquable. On peut les suivre sur presque toute la longueur de la chaîne. Au contraire de ces structures continues, les massifs de ultra haute pression sont relativement petits et discontinus. Seuls deux massifs de ultra haute pres-sion/basse température ont été découverts : tous les deux dans la partie occidentale marquée par une forte courbure de la chaîne. Il s’agit des massifs de Kaghan Valley au Pakistan (Pognante et Spencer, 1991 ; O’Brien, et al., 2001) et Tso Morari en Inde (Guillot, et al., 1995 ; de Sigoyer, et al., 2000 ; Mukherjee et Sachan, 2001).
En coupe, les unités UHP/BT de Kaghan, comme celles du Tso Morari, se trouvent au sommet de la pile des nappes himalayennes (Fig.1.10). Elles se trouvent au sein des séquences cristallines du haut Himalaya (HHCS), composées de roches métamorphiques, et au contact de la zone de suture entre les plaques indienne et asiatique (YTSZ). La position de ces unités de ultra haute pression suggère que celles-ci ont été exhumées en suivant le même chemin que lors de la subduction. C’est à dire qu’elles sont remontées au niveau de la zone inter-plaque pour ce retrouver, finalement, en surface au contact de la suture.
Le massif du Kokchetav (Kazakhstan)
Le massif du Kokchetav est réputé pour ses éclogites dans lesquelles des inclusions de diamants on été trouvées (Sobolev et Shatsky, 1990), suggérant une subduction à près de 150 km de profondeur (Hermann, et al., 2001). Cet épisode de métamorphisme UHP est très an-cien (~530 Ma), mais le massif fournit encore de nombreuses contraintes structurales. La figure 1.13 montre une coupe simplifiée du massif et les positions structurales des différentes unités. Les nappes de haute et ultra haute pression (unités I à IV) se trouvent prises en sand-wich entre des unités de faible pression. On a donc, comme dans les Alpes, des sauts de pression très importants. L’analyse des critères de cisaillement indique que l’ensemble des unités HP et UHP chevauchent les unités de faible pression de la suite de Daulet à la base et se trouve bordées au sommet par une faille normale (Yamamoto, et al., 2000 ; Kaneko, et al., 2000).
Une structure similaire est observée au sein même des unités de haut degré métamorphi-que. L’unité II, comportant les inclusions de diamant et témoignant ainsi du plus haut degré de métamorphisme est comprise entre les unités I et III dont le métamorphisme est moins intense. La base de l’unité II est, là encore, un chevauchement tandis que le toit de cette unité est une faille normale (Kaneko, et al., 2000).
Dans le Kokchetav, les déformations postérieures à l’exhumation se traduisant principale-ment par des failles normales à fort pendage et des failles décrochantes (Kaneko, et al., 2000), les cisaillements observés dans les unités métamorphiques sont interprétés comme résultant de leurs mises en place dans la croûte. Les failles bordant l’unité I seraient alors liées à la mise en place de cette dernière dans les unités de haute pression, puis l’ensemble des unités HP et UHP aurait été exhumé jusqu’à la surface, créant ainsi les contacts normaux et inverses au sommet et à la base de l’ensemble.
Mécanismes d’exhumation
Différents mécanismes ont été proposés afin de rendre compte de l’exhumation des roches de haute et ultra haute pression. Certains mécanismes semblent inadéquats pour exhumer des roches subduites à ~100 km de profondeur, mais pourraient intervenir lors des dernières pha-ses d’exhumation. On doit, en effet, envisager que l’exhumation n’est pas le fruit d’un seul et unique mécanisme mais plutôt d’une combinaison de différents processus.
Erosion et rééquilibrage isostatique
L’érosion est le mécanisme le plus simple pour faire monter une roche vers la surface. L’érosion enlève les matériaux formant les reliefs et permet ainsi de diminuer l’épaisseur qui sépare une roche de la surface (Cuthbert, et al., 1983 ; England et Thompson, 1984). L’érosion des reliefs est accompagnée d’un rééquilibrage isostatique de la croûte continentale épaissie permettant à des roches situées en profondeur dans cette croûte continentale de re-monter (Fig. 1.14). Cependant, ce mécanisme permet seulement l’exhumation de roches se trouvant dans la croûte, c’est à dire à des profondeurs bien inférieures aux 100 à 150 km né-cessaires pour obtenir le métamorphisme UHP. En effet, même fortement épaissie, (~70 km au Tibet (Zhao, et al., 2001) ou dans les Andes (Scheuber et Giese, 1999)) la croûte continen-tale ne peut pas permettre la stabilisation de coésite (>100 km de profondeur) et encore moins de diamant (>150 km de profondeur). De plus le processus d’exhumation dû à l’érosion est caractérisé par des vitesses très lentes : inférieures à ~1 cm/an (Burbank, 2002). L’érosion seule ne peut donc pas être responsable de la première phase d’exhumation profonde et rapide des roches UHP/BT. En revanche, il est très possible que l’érosion joue un rôle important lors de la dernière phase d’exhumation : lorsque les roches sont déjà remontées dans la croûte continentale (20 à 30 km de profondeur) et sont ensuite lentement exhumées.
Sous placage et extension dans un prisme d’accrétion
Un prisme d’accrétion crustal et/ou sédimentaire est formé lorsque des unités crustales et/ou sédimentaires sont déformées entre une plaque subduite d’un côté et une butée, rigide ou se déformant très lentement, appartenant à la plaque chevauchante de l’autre coté. Le modèle du prisme de Coulomb, dans lequel les déformations des matériaux du prisme sont contrôlées par le mécanisme de glissement frictionnel (Davis, et al., 1983 ; Dahlen, 1984), peut être ap-pliqué aux prismes d’avant pays des chaînes de collision (Malavieille, 1984) ainsi qu’aux prismes sédimentaires résultant de subduction de lithosphère océaniques et de l’accrétion des sédiments océaniques (Lallemand, 1999). La stabilité d’un tel prisme est alors contrôlée par la friction à la base et la pente topographique (Davis, et al., 1983). Lorsque ce prisme devient instable, par exemple lorsque de nouvelles unités sont sous plaquées à la base du prisme, il subit une extension en surface qui diminue sa pente et le ramène dans une situation stable (Fig. 1.17).
Figure 1.17 – Schéma de l’exhumation dans un prisme d’accrétion. Les unités sédimentaires et/ou crustales sont sous plaquées à la base du prisme et augmentent alors sa pente topographique. Devenu instable, celui-ci subit une extension en surface le ramenant vers une pente moins forte et une plus grande stabilité. L’extension en surface et le sous placage à la base permettent l’exhumation des uni-tés constituant le prisme (Jolivet et Goffé, 2000).
Un tel prisme peut alors permettre l’exhumation de roches ayant subi des pressions modé-rées (~30 km de profondeur) comme cela a été proposé pour le complexe Franciscain en Californie (Platt, 1986). Cependant, il ne peut exhumer des roches de ultra haute pression (c’est à dire provenant de profondeur de plus de 100 à 150 km) car les profondeurs atteintes dans les prismes d’accrétion sont trop faibles (<40 km).
Corner flow, channel flow
Le modèle de corner flow (Emerman et Turcotte, 1983 ; Pavlis et Bruhn, 1983) décrit la circulation des matériaux dans un prisme d’accrétion. Cependant, dans le modèle de corner flow, les matériaux circulant dans le prisme possèdent une rhéologie visqueuse. Dans le prisme, un flux d’entraînement est généré par le mouvement de la plaque subduite. Les maté-riaux du prisme sont donc entraînés en profondeur jusqu’à sa base (< 40 km), puis au contact de la plaque chevauchante, le flux est dévié vers la surface : les matériaux sont donc exhumés (Fig. 1.18 chemin 2). Ce mécanisme pourrait exhumer des roches de haute pression mais pas de ultra haute pression car, encore une fois, les profondeurs atteintes dans les prismes d’accrétion sont trop faibles.
Une variante de ce modèle est le « channel flow » (Cloos et Shreve, 1988 ; Cloos, 1982). Il s’agit d’un modèle de flux visqueux comme dans le « corner flow » mais se produisant dans un chenal étroit se trouvant entre la plaque lithosphérique chevauchante et la plaque subduite. La serpentinisation partielle du manteau lithosphérique chevauchant due aux fluides libérés par la plaque subduite serait à l’origine de la formation de ce chenal de faible viscosité (Schwartz, 2000 ; Guillot, et al., 2001 ; Gerya, et al., 2002). Comme dans le modèle de corner flow, la subduction entraîne un flux descendant dans le chenal jusqu’à la base de celui-ci à ~70 km de profondeur (Guillot, et al., 2000), puis un flux ascendant. Des unités de croûte continentale détachées de la plaque subduite pourraient alors être entraînées dans ce flux de retour (de Sigoyer, 1999), mais comme le chenal doit être étroit, ce mécanisme semble ina-dapté à l’exhumation de larges panneaux de croûte continentale comme le Dabie Shan qui fait près de 15 km d’épaisseur.
Modèle de slab break-off (Davies et von Blanckenburg, 1995)
Dans ce modèle, la subduction continentale est précédée d’une longue subduction océani-que. La lithosphère océanique subduite exerce alors une importante force de traction verticale. Lors de la subduction de la marge continentale, cette force de traction génère une contrainte extensive dans la lithosphère en subduction qui se rompt au niveau de la marge continentale. Les auteurs de ce modèle suggèrent qu’une fois séparée de sa racine mantellique dense, la croûte continentale de la marge remonte alors entre les plaques grâce à la poussée d’Archimède. Dans ce modèle, c’est donc la rupture de la lithosphère subduite qui provoque le détachement de la croûte continentale subduite qui est ensuite exhumée grâce à la poussée d’Archimède. De plus, le break-off permettrait la remontée d’asthénosphère chaude sous la zone de collision (Fig. 1.19 c) qui entraînerait alors un réchauffement de la croûte continen-tale de la plaque chevauchante (métamorphisme de basse pression/haute température) et un magmatisme.
Modèle de détachement d’une écaille crustale (Chemenda, et al., 1995, 1996)
Dans ce modèle, issu de la modélisation analogique de la subduction continentale (Chemenda, et al., 1995), l’exhumation d’une écaille de croûte continentale subduite inter-vient du fait de la poussée d’Archimède. Cette force est alors le moteur du détachement de l’écaille puis de sa surrection jusqu’à la surface. Comme dans le modèle précédent la force de traction générée par la lithosphère océanique et le manteau lithosphérique continental subduit joue également un rôle important, mais de façon complètement différente. En effet deux mo-des de subduction continentale et deux mécanisme d’exhumation sont obtenus selon que la force de traction exercée par la lithosphère océanique subduite est faible ou forte.
Lorsque l’on a un faible contraste de densité entre la lithosphère océanique et le manteau continental subduit d’une part et l’asthénosphère environnant d’autre part, alors la force de traction exercée par le slab est faible. Cela se traduit au niveau de la zone de contact entre les plaques (zone inter-plaque) par une forte pression (supérieure à la pression lithostatique) qui génère une forte compression horizontale de la lithosphère. Ce régime de subduction conti-nentale est alors appelé régime de forte compression. Les expériences analogiques montrent alors que la croûte continentale subduit jusqu’à ~200 km puis se rompt au front de la subduction. Le chevauchement ainsi créé entraîne la formation de reliefs dont le poids compense la poussée d’Archimède et empêche le segment de croûte continentale subduite de remonter. Cependant, lorsque l’érosion réduit (décharge) ces reliefs, tout le segment de croûte continen-tale subduite remonte entre les plaques (Fig. 1.20 c et d), le niveau de détachement et de glissement étant la croûte continentale inférieure modélisée par une couche de faible résis-tance mécanique.
Critère de similarité contrôlant l’évolution thermique du modèle
L’objet de notre étude est la subduction. Pendant ce processus, la lithosphère subduite subit un changement important de température (elle se réchauffe), ce qui entraîne un changement de ses propriétés et donc du comportement mécanique. Pour que ces processus soient correc-tement mis à l’échelle dans nos modèles, il faut que le rapport du « temps thermique » (le temps caractéristique du réchauffement ou refroidissement du modèle) et le temps dynami-que/cinématique ait la même valeur pour le modèle et l’original. Les paramètres contrôlant le processus de conductivité thermique proviennent de l’équation de la conduction thermique dans un milieu en mouvement : iiTtvTxTκ∂∂+∂∂=⋅Δ (14)
où T est la température, t est le temps, vi la vitesse de déplacement dans la direction i, xi sont les coordonnées orthogonales, κ est la diffusivité thermique du milieu et ΔT est le contraste de température caractéristique du phénomène. Ses paramètres déterminants sont V, κ, H (ou t, comme V = H/t) et donnent un critère de similarité portant le nom de critère de Péclet : constVHκ= (15).
Les valeurs de vitesse V (ou du temps t = H/V) dans des formules (10) et (13) sont les mêmes. Enfin, la température T intervient dans l’équation (12) et doit être proportionnelle au contraste de température caractéristique du phénomène. Prenons par exemple Ts la tempéra-ture à la surface de la lithosphère et Ta la température à sa base. Le contraste de température caractéristique est ΔT = Ta – Ts et dans le modèle la température T en un point entre la surface et la base doit être telle que : constaasTTTT−=− (16).
Cadre général de la modélisation
Pour modéliser une subduction, on doit avoir au minimum deux modèles de lithosphère (la lithosphère chevauchante et la lithosphère subduite) reposant sur l’asthénosphère. La lithos-phère représente la partie superficielle de la Terre capable de subir des déplacements horizontaux dans un mouvement quasi rigide avec des taux de déformation très inférieurs (de 5 8 plus de trois ordres de grandeur) à ceux qui affectent l’asthénosphère. La lithosphère est donc définie (Turcotte et Schubert, 1982) comme l’enveloppe pouvant transmettre les contraintes associées à la tectonique des plaques, tandis que l’asthénosphère peut être considéré comme un fluide de très faible viscosité incapable de transmettre ces contraintes (1 à 10 MPa pour un taux de déformation de 10-15s-1 caractéristique de la tectonique des plaques). Cette définition permet de donner le cadre général de notre modélisation. En effet, puisque la résistance mé-canique effective de l’asthénosphère (~1 MPa) est très inférieure à celle de la lithosphère (~100 MPa) et comme sa viscosité est également très inférieure (plusieurs ordres de grandeur) à celle de la lithosphère (Turcotte et Schubert, 1982 ; Richards, et al., 2001), on peut considé-rer que l’asthénosphère exerce une très faible contrainte cisaillante à la base de la lithosphère. Cette contrainte peut alors être négligée lorsque l’on ne s’intéresse qu’à la zone de subduc-tion. En effet, si cette contrainte est très faible, son action sur une zone relativement restreinte, comme la zone de subduction, est faible. Cependant, intégrée sur toute la surface de la base d’une plaque lithosphérique, cette contrainte devient très importante et doit être prise en compte dans les forces motrices de la subduction. Nous pouvons donc, dans notre modélisa-tion, négliger la contrainte qu’exerce l’asthénosphère sur la lithosphère dans la zone de subduction et remplacer son effet à plus grande échelle par l’action d’un piston produisant la convergence des plaques (Fig. 2.1). Nous pouvons donc modéliser l’asthénosphère par un liquide dont le rôle consiste simplement à conserver l’équilibre hydrostatique sous la lithos-phère.
Les matériaux analogues « lithosphériques » et leur propriétés thermo mécani-ques
Les matériaux analogiques utilisés dans cette étude pour modéliser les différentes couches de la lithosphère ont été spécialement développés en collaboration avec des chimistes. Ces matériaux sont des systèmes composites d’hydrocarbures solides (paraffines et cérésine), d’huile minérale, de fines poudres et de tensioactifs. Les différentes formules ont été conçues pour modéliser les couches lithosphériques et satisfaire les critères de similarité correspon-dants. De manière générale, ils possèdent des propriétés élasto-visco-plastique avec adoucissement qui dépendent cependant très peu de la vitesse de déformation. Ces propriétés peuvent être présentées de manière simplifiée (Fig. 2.5) par le modèle de Bingham-Norton (Lemaitre et Chaboche, 1988). Pour des contraintes inférieures au seuil de plasticité, le com-portement est élastique. Pour des contraintes supérieures au seuil de plasticité, les matériaux se comportent de façon élasto-visco-plastique mais nous montrerons que, pour les températu-res et les vitesses de déformation utilisées dans nos expériences, la viscosité est négligeable.
Réalisation du modèle de lithosphère chevauchante
Dans les expériences réalisées pour étudier les processus de subduction continentale et d’exhumation de la croûte continentale, la lithosphère océanique n’est généralement consti-tuée que d’une seule couche mantellique. Cependant, lorsque l’on désire étudier les déformations de la croûte océanique et/ou de l’arc volcanique on peut complexifier ce mo-dèle. La lithosphère océanique chevauchante comporte alors deux couches : la croûte océanique et le manteau lithosphérique et porte également un arc volcanique.
L’une des caractéristiques principales de la lithosphère océanique chevauchante est de pos-séder une ou deux zones de faiblesse majeure. Dans ces zones, sous l’arc et/ou le bassin d’arrière arc, l’épaisseur de la lithosphère est très faible (Nakajima, et al., 2001 ; Zhao, et al., 1994). La figure 2.18 montre un schéma de la structure de la plaque chevauchante lorsqu’elle contient une ou deux zones de faible épaisseur sous l’arc volcanique et le bassin d’arrière arc.
Figure 2.18 – Schéma de la structure du modèle de lithosphère océanique chevauchante. Le modèle peut comporter une seule zone de faiblesse sous l’arc volcanique ou deux si l’on modélise une plaque chevauchante ayant subie une ouverture d’arrière arc. En italique sont indiquées les épaisseurs et longueurs équivalentes dans la nature.
Afin de réaliser ces formes particulières de la base de la lithosphère, on construit le modèle à l’envers, en commençant par couler la couche superficielle : la croûte océanique. La figure 2.19 montre les différentes étapes de la réalisation d’un modèle de lithosphère océanique chevauchante complexe contenant la croûte océanique, un arc volcanique et le manteau lithosphérique amincie sous l’arc et sous le bassin d’arrière arc. On réalise cette plaque sur un socle de plexiglas contenant l’empreinte du relief de l’arc ou des arcs volcaniques (Fig. 2.19 a). On coule le matériau modélisant la croûte océanique autour de l’arc (Fig. 2.19 b). On ajuste l’épaisseur de cette couche puis on coule le matériau modélisant l’arc volcanique (Fig. 2.19 c). Dans certains cas, lorsque l’on désire obtenir le meilleur couplage possible entre l’arc 7 et la croûte océanique, on peut réaliser les deux en même temps en utilisant un seul et unique matériau. On réalise la forme de la base de l’arc volcanique grâce à un couteau de profilage glissé depuis le coté du modèle, puis on saupoudre la base de la croûte de sable fin. Ce sable, en très petite quantité, permet de renforcer le couplage entre la croûte océanique et le manteau lithosphérique. Une fois le manteau lithosphérique coulé, on ajuste son épaisseur puis on taille successivement le plan de subduction et les amincissements sous l’arc et le bassin d’arrière arc avec des couteaux de profilage (Fig. 2.19 d). En réglant précisément la hauteur de ces cou-teaux, on peut amincir plus ou moins le manteau lithosphérique et affaiblir ainsi plus ou moins la lithosphère chevauchante.
Conclusion des expériences de subduction continentale en régime de faible compression
Nous avons vu qu’en régime de faible compression la croûte continentale est subduite dans l’asthénosphère où elle est chauffée, devient très peu résistante et ductile et se détache alors du manteau lithosphérique subduit pour remonter en fluant dans l’asthénosphère et venir se sous plaquer sous la base de la lithosphère chevauchante grâce à la poussée d’Archimède. Dans ce contexte, la croûte continentale ne peut pas être subduite au-delà d’une profondeur critique (120-130 km) où la température s’approche à celle de l’asthénosphère (~ 1200°C). On ne peut donc pas former des roches de ultra haute pression subduites à 150 km et encore moins des roches de UHP/BT à cette profondeur. Une manière d’obtenir la subduction de la croûte continentale à 150 km de profondeur et de maintenir des températures relativement basses dans la croûte continentale subduite à cette profondeur pourrait être d’intégrer un nou-vel élément dans la modélisation qui est la subduction du bloc avant arc ou de la plaque d’arc. Les expériences purement mécaniques (Chemenda, et al., 2001) ont montrés que la subduc-tion continentale en régime de forte compression peut entraîner la rupture de la plaque chevauchante et la subduction du bloc avant arc (Fig. 3.12).
Le bloc avant arc subduit est, en effet, une unité lithosphérique relativement froide et rigide qui doit permettre de guider la subduction profonde de la croûte continentale (jusqu’à plus de 200 km de profondeur) en empêchant le détachement et le fluage de la croûte continentale subduite devenue très peu résistante et très ductile. Ce bloc doit également permettre de main-tenir des températures relativement basses dans la croûte continentale subduite en jouant le rôle d’un bouclier thermique entre la croûte subduite et l’asthénosphère. Nous détaillons maintenant les expériences thermomécaniques de subduction continentale en régime de forte compression réalisées afin d’étudier l’impact de la subduction du bloc avant arc/plaque d’arc sur la subduction puis l’exhumation de la croûte continentale et des sédiments.
Subduction continentale en régime de forte compression
La subduction continentale en régime de forte compression correspond à la faible force de traction (positive quand orientée vers le bas) ou à la force négative (Chemenda, et al., 1996). Les expériences purement mécaniques de collision arc-continent (Chemenda, et al., 2001) ont montré que lorsque le contraste de densité entre le manteau lithosphérique subduit et l’asthénosphère est faible, la subduction de la marge continentale passive entraîne une forte compression horizontale de la plaque chevauchante. Celle-ci peut alors se rompre là où elle est la moins résistante : au niveau de l’arc volcanique ou du bassin d’arrière arc si il y en a un. La rupture de la plaque chevauchante peut se produire dans deux directions conjuguées pou-vant entraîner soit la formation d’une subduction dont la polarité est inverse de celle de la subduction continentale (Fig. 3.12 d) soit la subduction du bloc avant arc ou de la plaque d’arc (Fig. 3.12 c, e). Lorsque la lithosphère se rompt au niveau de l’arc volcanique, le sens de la rupture est principalement contrôlé par : la rigidité flexurale de lithosphère subduite, la forme de la marge continentale subduite, la friction inter-plaque et la distance entre l’axe de l’arc volcanique et la fosse de subduction (L sur la figure 3.12 a) (Chemenda, et al., 2001). Si la rupture a lieu au niveau de l’axe d’ouverture du bassin d’arrière arc, le sens de la rupture est principalement déterminé par la distance entre l’axe d’accrétion du bassin d’arrière arc et la fosse de subduction. Pour étudier l’impact de la subduction du bloc avant arc ou de la plaque d’arc sur les processus de subduction continentale et d’exhumation de la croûte et des sédi-ments subduits, nous avons réalisé les modèles de plaque lithosphérique chevauchante et subduite de manière à obtenir la subduction de ces unités lithosphériques.
Résultats des expériences
Expérience 3 (Fig. 3.13) : dans cette expérience, la plaque chevauchante est modélisée par une seule couche mantellique et comporte une zone de faiblesse majeure au niveau de l’arc volcanique. Le modèle de lithosphère continentale est constitué des trois même couches que dans les deux expériences précédentes, cependant la densité du manteau lithosphérique est plus faible : proche de celle de l’asthénosphère. Les valeurs des paramètres adoptées dans cette expérience sont répertoriées dans le tableau 3.3. Ces valeurs permettent de satisfaire les critères de similarité physique pour cette expérience qui sont les même que les deux expérien-ces précédentes. Pour visualiser les déformations de la marge continentale, celle-ci est colorée en vert.
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Table des matières
Introduction générale
Chapitr 1: L’exhumation des roches de ultra haute pression/basse température : contraintes géologiques et mécanismes d’exhumation proposés
1.1. Les roches de ultra haute pression
1.1.1. Assemblages minéralogiques de ultra haute pression
1.1.2. Pétrologie des roches de ultra haute pression
1.1.3. Les protolithes des unités de ultra haute pression
1.1.4. Arguments en faveur d’une origine lithostatique de la pression
1.1.5. Les chemins Pression-Température-temps
1.1.5.1. Evolution prograde : la subduction continentale
1.1.5.2. Evolution rétrograde : l’exhumation
1.1.6. Microstructure et déformation des unités de ultra haute pression
1.1.7. Rôle des fluides, réaction d’éclogitisation et densités des unités métamorphiques
1.1.8. Rhéologie de la croûte continentale à grande profondeur
1.2. Les massifs de ultra haute pression
1.2.1. Dimensions des massifs
1.2.2. Position structurale des massifs
1.2.2.1. Les Alpes
1.2.2.2. La chaîne himalayenne
1.2.2.3. Le Dabie Shan
1.2.2.4. Les gneiss de l’Ouest (Norvège)
1.2.2.5. Le massif du Kokchetav (Kazakhstan)
1.3. Mécanismes d’exhumation
1.3.1. Erosion et rééquilibrage isostatique
1.3.2. Tectonique extensive
1.3.3. Tectonique compressive
1.3.4. Sous placage et extension dans un prisme d’accrétion
1.3.5. Corner flow, channel flow
1.3.6. Poussée d’Archimède
1.3.6.1. Modèle de slab break-off (Davies et von Blanckenburg, 1995)
1.3.6.2. Modèle de détachement d’une écaille crustale (Chemenda, et al., 1995, 1996)
1.3.7. Instabilité convective (Burov, et al., 2001)
1.4. Objectifs de ce travail
Chapitre 2: Méthode de modélisation analogique
2.1. Critères de similarité physique
2.1.1. Critères de similarité mécanique
2.1.2. Critère de similarité contrôlant l’évolution thermique du modèle
2.2. Cadre général de la modélisation
2.3. Critères de similarité physique pour la modélisation réalisée dans cette étude
2.4. Les matériaux analogues
2.4.1. Matériau modélisant l’asthénosphère
2.4.2. Les matériaux analogues « lithosphériques » et leur propriétés thermo mécaniques
2.4.3. Matériau modélisant la couverture sédimentaire
2.4.4. Matériau modélisant la croûte continentale
2.4.5. Matériaux modélisant le manteau lithosphérique
2.5 Technique de la modélisation
2.5.1. Dispositif expérimental
2.5.2. Réalisation du modèle de lithosphère subduite
2.5.3. Réalisation du modèle de lithosphère chevauchante
2.6. Choix du gradient thermique
Chapitre 3: Résultats de la modélisation thermomécanique 2D de la subduction continentale et de l’exhumation des roches de haute pression/basse température
3.1. Subduction continentale en régime de faible compression
3.1.1. Article 1: Thermo-mechanical laboratory modelling of continental subduction: first experiments
3.1.2. Article 2: Continental subduction and exhumation of high-pressure rocks: insights from thermo-mechanical laboratory modelling
3.1.3. Conclusion des expériences de subduction continentale en régime de faible compression
3.2. Subduction continentale en régime de forte compression
3.2.1. Résultats des expériences
3.2.2. Article 3: Subduction versus accretion of intra-oceanic volcanic arcs: insight from thermo-mechanical analogue experiments
3.2.3. Apports des expériences de subduction continentale en régime de forte compression
3.3. Conclusions des expériences de modélisation thermomécanique 2D
3.4. Application à la chaîne himalayenne
Chapitre 4: Modélisation thermomécanique 3D de l’exhumation des roches de ultra haute pression/basse température
4.1. Spécificité d’une modélisation tridimensionnelle
4.1.1. Effets de la courbure de la chaîne de collision
4.1.2. Courbure de la zone de collision et effet de l’obliquité de la collision
4.2. Modélisation numérique de l’effet de la courbure convexe de la zone de subduction
4.2.1. Conditions du modèle numérique
4.2.2. Résultat du calcul
4.3. Cadre général de la modélisation expérimentale thermomécanique 3D de l’exhumation de la croûte continentale
4.4. Critères de similarité physique dans la modélisation expérimentale 3D
4.5. Réalisation des expériences de modélisation 3D
4.5.1. Dispositif expérimental
4.5.2. Réalisation du modèle
4.5.3. Observation et quantification de la déformation dans le modèle
4.5.4. Suivi de la température dans le modèle
4.6. Résultats de la modélisation
4.6.1. Test préliminaire 1 : expérience sans traction latérale
4.6.2. Test préliminaire 2 : expérience sans plaque chevauchante
4.6.3. Expériences avec extension latérale appliquée à la plaque chevauchante
4.6.4. Evolution thermique dans le modèle
4.7. Discussion
4.7.1. Le mécanisme d’exhumation
4.7.2. Comparaison du modèle avec les données géologiques
4.8. Conclusion
Conclusion générale
Références bibliographiques
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