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L’exhumation des roches de ultra haute pression/basse température : contraintes géologiques et mécanismes d’exhumation proposés
La découverte de coésite dans les Alpes, puis dans de nombreuses autres chaînes de montagne, a démontré que la croûte continentale peut être subduite à très grande profondeur (>100 km) puis remontée en surface pour se retrouver finalement au sein d’un massif orogénique. Ces unités exhumées, dites de ultra haute pression/basse température (UHP/BT), portent en elles des indices nous permettant de retrouver leurs origines, de retracer leur évolution depuis la surface terrestre jusqu’à des profondeurs asthénosphériques (+ de 100 km) puis leur retour en surface. Elles nous renseignent également sur les vitesses de ces processus d’exhumation ainsi que sur leur comportement mécanique. L’objectif de ce chapitre est de synthétiser les données existantes concernant les roches et les massifs de ultra haute pression afin de contraindre la modélisation expérimentale de leur subduction et exhumation. Ces données concernent différents objets depuis l’inclusion minéralogique jusqu’aux segments de chaînes de montagne et font appel à de nombreux domaines des sciences de la Terre : géochimie, pétrologie, rhéologie, mécanique des roches, géologie structurale et géophysique. Enfin, nous détaillerons les modèles existant d’exhumation des roches de ultra haute pression afin de montrer leurs forces et faiblesses respectives et mettre en lumière notre objectif dans ce travail.
Les roches de ultra haute pression
Assemblages minéralogiques de ultra haute pression
La coésite est l’une des phases stables à haute pression de la silice (SiO2). Lorsque l’on a découvert de la coésite (Fig. 1.1) dans les Alpes (Chopin, 1984) et en Norvège (Smith, 1984), les limites du métamorphisme crustal ont été revues. En effet, l’observation d’inclusions de coésite révèle un métamorphisme de très haute pression : 2,6 à 3 GPa (Hemingway, et al., 1998), qui n’était pas envisagé pour des roches crustales. Des inclusions de diamant observées dans les massifs du Kokchetav au Kazakhstan (Sobolev et Shatsky, 1990 ; Okamato, et al., 2000), Erzegebirge en Allemagne (Massonne, 1998), des gneiss de l’Ouest en Norvège (Smith, 1995 ; Dobrzhinetskaya, et al., 1995) ou du Rhodope en Grèce (Mopskos et Kostopoulos, 2001) indiquent un métamorphisme de plus haute pression encore : 3,1 à 4,5 GPa. Ces minéraux rares (coesite et diamant) ainsi que certaines associations minéralogiques telles que : magnésite + diopside, coésite + dolomite, talc + disthène, talc + jadéite ou talc + diopside sont les indices d’un métamorphisme dit de ultra haute pression (Liou, et al., 1998 ; Ernst, 2001). Récemment, des figures d’exsolution de quartz, rutile ou apatite, ont été observées dans des grenats. Les compositions des différentes phases laissent supposer un précurseur « majoritique » du grenat (riche en Si, Ti et P), c’est à dire de ultra haute pression (van Roermund et Drury, 1998). Ces études géochimiques n’en sont encore qu’à leurs débuts et les résultats sont encore aujourd’hui controversés. En effet, ces méthodes donnent des pressions bien plus importantes : de l’ordre de 6 à 7 GPa. Ainsi, deux résultats bien différents sont obtenus concernant le métamorphisme de ultra haute pression subi par une partie du massif de Rhodope en Grèce (Mopskos et Kostopoulos, 2001). Les méthodes classiques indiquent des pressions de 3,1 à 3,9 GPa alors que le baromètre « grenat majoritique » donne une pression bien plus importante : 7,17 ± 0,03 GPa. Ces différences de pression calculées n’étant pas encore clairement expliquées, nous nous fierons dans ce travail aux résultats obtenus par les méthodes classiques, en gardant à l’esprit que ces méthodes ne donnent probablement que des limites minimales pour les pressions.
Les assemblages minéralogiques observés dans ces roches permettent également d’estimer la température lors du métamorphisme de ultra haute pression. Celle-ci reste assez modérée, entre 650 et 1000°C (Fig. 1.2), par rapport à la température (~1300°C) régnant à la profondeur de 100-150 km correspondant à la pression subie. On parle alors de métamorphisme de ultra haute pression/basse température. Dans un diagramme Pression-Température, la limite, entre le métamorphisme de haute pression (faciès éclogitique) et le métamorphisme de ultra haute pression, est classiquement définie par la transformation du quartz en coesite (Fig. 1.2).
Pétrologie des roches de ultra haute pression
Les minéraux de ultra haute pression ont été trouvés sous forme d’inclusions dans des minéraux réfractaires (grenats, zircons) qualifiés de « coffres-forts minéralogiques » (Liou, et al., 1998). Ces minéraux, qui restent stables malgré de fortes variations de pression et température, se trouvent souvent eux-mêmes au sein d’enclaves basiques témoignant d’un métamorphisme éclogitique (de haute pression). Les roches encaissantes, généralement de type gneissique, témoignent d’un métamorphisme moins intense ou d’un rétrométamorphisme : faciès amphibolite ou schistes verts. La question de l’origine des unités basiques a été largement débattue. Aujourd’hui, il est admis que ces enclaves étaient en place au sein de l’encaissant avant l’épisode de ultra haute pression. En effet, les valeurs de δ18O très basses (-11‰ à +10‰) des enclaves basiques correspondent à celles des roches gneissiques avoisinantes et sont caractéristiques d’une altération par des eaux météoriques antérieure au métamorphisme de ultra haute pression (Liou, et al., 1998 ; Zheng, et al., 2003).
Au Dabie Shan, des inclusions de coésite ont été découvertes dans les gneiss encaissants (Ye, et al., 2000). Les enclaves basiques, interprétées comme des dykes, sills ou coulées volcaniques basiques et les roches encaissantes gneissiques ont donc subi ensemble le métamorphisme de ultra haute pression/basse température. Cependant, les gneiss encaissants montrent peu de traces du métamorphisme UHP/BT car ils ont été largement rétromorphosés. Le principal facteur contrôlant la préservation des paragenèses minéralogiques de ultra haute pression semble être la présence ou l’absence d’eau, favorisant ou non la rétrogression dans le faciès amphibolite ou schistes verts (Hermann, 2002). Ainsi, les gneiss éclogitisés mais contenant encore suffisamment d’eau après la phase de ultra haute pression, ont-ils été presque complètement transformés lors du rétro métamorphisme, alors que les éclogites, plus sèches, ont conservé les assemblages de ultra haute pression. Les unités de ultra haute pression ne se limitent donc pas aux quelques enclaves basiques décamétriques mais sont beaucoup plus vastes (kilométriques).
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Table des matières
Introduction générale
Chapitre 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
Conclusion générale
