Soutenance mémoire
Il est largement admis que la tectonique des plaques est responsable de la plus grande partie du relief dans la planète. Un des processus les plus importants responsable de la création de relief est la subduction. Des zones de subduction entourent l’océan Pacifique sur 55 000 km, où la lithosphère océanique créée au niveau des dorsales est recyclée dans le manteau. La subduction de la lithosphère océanique sous la lithosphère continentale, en déformant cette dernière, donne naissance à des chaînes de montagnes, dont l’exemple type est la chaîne andine d’Amérique du Sud. Parfois, le mouvement de plaque peut «amener» des terrains océaniques dans la zone de subduction. Ces terrains «exotiques» sont formés soit par la remontée de panaches mantelliques qui créent de larges provinces magmatiques sous-marines (plateaux océaniques), soit des arcs insulaires formés au droit de zones de subduction intra-océaniques. Dans certaines conditions, les terrains océaniques peuvent entrer en collision avec la marge continentale et s’accréter soit sur la marge continentale (obduction), soit sous cette dernière (sous placage). Le relief andin actuel est dû à la subduction de la lithosphère Pacifique sous la plaque Sud – Américaine depuis le Jurassique inférieur, selon des processus qui changent du Sud au Nord. Alors que le raccourcissement en compression de la croûte continentale est dominant dans les Andes centrales (Pérou, Bolivie, Nord Chili), l’accrétion et le sous-placage de terrains océaniques prédominent dans les Andes du Nord (Equateur, Colombie), où le matériel océanique constitue la racine andine actuelle (Fig. 1.1). En Equateur, plusieurs fragments océaniques se sont accrétés par sous-placage à la marge continentale au Crétacé supérieur, et sont exposés actuellement dans la partie ouest du pays (Côte et Cordillère Occidentale). La présence de ces fragments océaniques fait de l’Equateur un laboratoire géologique pour l’étude des différentes composantes des plateaux océaniques et des modalités de leur accrétion. En particulier, il nous permet, à partir d’études pétrographiques, géochimiques et thermobarométriques, d’étudier la nature, la géométrie et l’évolution en profondeur des terrains océaniques en Equateur, ainsi que leur éventuelle contribution au magmatisme d’arc actuel des Andes d’Equateur.
Plateaux Océaniques
Depuis plusieurs années, l’étude des domaines océaniques a révélé l’existence de Provinces Magmatiques (LIPs) sous-marines (plateaux océaniques) résultant du magmatisme provoqué par la remontée depuis le manteau inférieur de « panaches » de matériel mantellique anormalement chaud . En remontant, ces panaches mantelliques subissent une décompression adiabatique provoquant leur fusion partielle et donnent lieu à l’émission d’énormes quantités de produits magmatiques. D’autre part, la remontée de ce matériel chaud réchauffe la base de la lithosphère et peut également provoquer sa fusion partielle. Enfin, en se réchauffant la lithosphère, dont la base est marquée par l’isotherme ≈ 1300°C, se fragilise et peut se rompre (création de rift en domaine continental, de dorsales en domaine océanique).
Ces basaltes de plateaux présentent des caractéristiques géochimiques qui diffèrent de celles des MORB (Mid Oceanic Ridge Basalt), en ce qu’ils sont plus riches en MgO, terres rares (REE) légers, et plus radiogéniques en Sr et moins en Nd. Des plateaux océaniques ont été reconnus en de nombreux points du monde. Tous présentent, en raison de l’addition de produits magmatiques, une croûte anormalement épaisse (15 à 40 km) comparée à celle de la croûte océanique normale (6 à 8 km) (Fig.1.3). Cette caractéristique a des conséquences importantes. Les plateaux océaniques, plus jeunes que la croûte océanique dans et sur laquelle ils se forment, sont plus chauds et donc moins denses que cette dernière, ce qui rend mécaniquement difficile leur subduction. En conséquence :
1. on trouve les plateaux océaniques accrétés aux marges continentales actives, comme dans les Andes du Nord, où ils participent comme les magmas andésitiques d’arc à la croissance continentale (Barth et al., 2000).
2. ils constituent préférentiellement la plaque supérieure des subductions intra océaniques dans lesquelles ils sont impliqués, et supportent donc fréquemment des arcs magmatiques intraocéaniques.
Caractéristiques chimiques des magmas d’arc
La subduction d’une croûte océanique sous une croûte continentale est généralement accompagnée d’un volcanisme important qui se développe parallèlement à la fosse (Fig. 1.4). En effet, la libération de l’eau de la croûte subduite abaisse le solidus du manteau asthénosphérique et permet sa fusion partielle. Ce magmatisme contribue à augmenter le relief continental par « addition magmatique » (chaîne des Andes) et à augmenter la température de la racine orogénique. Le magmatisme d’arc participe donc au transfert de matière au niveau des zones de subduction. Les magmas d’arc présentent des caractéristiques qui les différencient des autres laves. Riches en Silice, ils présentent des textures porphyriques à plagioclases, clinopyroxènes souvent calciques, orthopyroxènes, olivines et oxydes de fer titanifères. D’un point vue géochimique, les magmas d’arc sont caractérisés par des anomalies négatives en Nb et Ta, un enrichissement en LILE (Large Ion Lithophile Elements) par rapport aux HFSE (High Field Strength Elements), ce qui se traduit par des rapports La/Nb >> 1.
Adakites
Roches calco-alcalines – Adakites – TTG
Dans les zones de subduction, la plupart des magmas formés sont d’affinité calco alcaline. Ces magmas sont formés par fusion partielle du manteau asthénosphérique, suite à la déshydratation des amphiboles de la plaque subduite. Dans certaines conditions, la subduction peut donner la formation de laves plus rares: les adakites. Ces roches différent des laves calco-alcalines car ces dernières sont plus riches en HREE et présentent des anomalies négatives en Sr et Eu (Martin, 1999). Les adakites ressemblent aux roches de la lignée TTG (tonalites trondhjemites-granodiorites). Les TTG sont des roches formées uniquement à l’Archéen, qui différent des adakites par des teneurs plus basses en MgO, Ni et Cr (Martin et Moyen, 2002). Néanmoins, les adakites sont interprétées comme les équivalents modernes des roches de l’Archéen. Ainsi, l’étude des adakites pourrait amener à mieux comprendre les conditions de formation de la croûte Archéenne. On admet actuellement que les adakites sont issues de la fusion partielle d’un matériel océanique métamorphisé dans des faciès à grenat (amphibolite à grenat ou éclogite ; Defant et Drummont, 1990). En conséquence, les TTG sont considérées comme des roches également dérivées de la fusion partielle (facilitée par les gradients géothermiques élevés de l’Archéen) d’une croûte basaltique métamorphisée à haute pression (Barker and Arth, 1976 ; Hunter et al., 1978 ; Barker, 1979 ; Tarney et al., 1979, 1982; Sheraton and Black, 1983 ; Martin, 1986, 1987, 1993 ; Condie, 2003). L’activité des plaques dans l’Archéen est encore discutée, mais on admet l’existence à l’époque de chevauchements horizontaux entre plaques, comparables à la subduction actuelle (Blais et al., 1997). Les adakites ont également un intérêt économique, car elles sont souvent associées à des gisements d’or et à des porphyres cuprifères (ex : Chili et Equateur, Chiaradia et al., 2004).
Formation de magmas adakitiques
Les conditions favorables à la fusion partielle d’un matériel océanique métamorphisé dans des faciès amphibolite à grenat ou éclogite se rencontrent dans une zone assez étroite dans l’espace pression-température (Fig. 1.6). Il faut : 1. que l’amphibole et les autres minéraux hydratés soient stables : les courbes « D » (Fig. 1.6) marque la déstabilisation des minéraux hydratés (actinote, chlorite …) en pyroxène et vapeur d’eau (qui va quitter le système), et la courbe « H » correspond à la disparition de l’amphibole ; 2. que le grenat soit stable, donc à plus haute pression que la courbe « G »; 3. et que la fusion (fusion-déshydratation de l’amphibole) puisse se dérouler, donc à plus haute température que la courbe « FDA » (fusion-déshydratation de l’amphibole).
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Table des matières
INTRODUCTION
CHAPITRE I : Notions générales et synthèse bibliographique
1.1 Notions générales
1.1.1 La Subduction
1.1.2 Plateaux Océaniques
1.1.3 Caractéristiques chimiques des magmas d’arc
1.1.4 Accrétions
1.1.5 Adakites
1.2 Présentation de la chaîne des Andes
1.2.1 Andes du Sud
1.2.2 Andes du Centre
1.2.2 Andes du Nord
1.3 Les Andes d’Equateur
1.3.1 Stratigraphie
1.3.2 Une situation géologique particulière ?
1.3.3 La présence des adakites en Equateur
1.3.4 Localisation de zone d’étude et des échantillons
CHAPITRE II : Méthodes analytiques
2.1 Analyses pétrographiques
2.1.1 Microscope pétrographique
2.1.2 Microsonde
2.1.3 Eléments majeurs (roche total)
2.2 Analyses des éléments traces
2.2.1 ICP-MS
2.2.2 ICP-MS avec source à ablation laser
2.3 Géochimie isotopique
2.3.1 Procédures d’attaque
2.3.2 Séparation et purification des éléments
2.3.3 Obtention des rapports isotopiques
2.4 Datation : Méthode 40Ar/ 39Ar Amphiboles et phengites
2.4.1 La mesure
2.4.2 Mesure isotopique
2.4.3 Représentation des résultats
CHAPITRE III : Petrography and geochemistry of accreted oceanic fragments below the western cordillera of Ecuador
3.1 Introduction
3.2 Geological setting
3.3 Analytical procedure
3.4 Petrology and chemistry of the igneous and metamorphic rocks
3.4.1 Igneous rocks
3.4.2 Metamorphic rocks
3.4.3 Ultramafic rocks
3.5 Elements mobility during late metamorphic processes
3.6 Isotopic composition of igneous and metamorphic rocks
3.6.1 Igneous rocks
3.6.2 Metamorphic rocks
3.6.3 Ultramafic rocks
3.7 Discussion and conclusions
3.7.1 Protolith and genesis of deep rocks of Western Cordillera of Ecuador
Annexe 3.1 Voir CD joint
CHAPITRE IV: THERMOBAROMETRIE : Conditions Physiques P-T des métabasites de la Cordillère Occidentale d’Equateur
4.1 Introduction
4.2 Etude pétrographique et micro textural
4.2.1 Les métabasites
4.2.2 Les métapélites
4.3 Evaluations de conditions physiques de métamorphisme
4.3.1 Etude des métabasites
4.3.2 Etude des métapélites
4.4 Datations
4.4.1 Les métapélites
4.4.2 Les métabasites
4.5 Discussion et conclusions
4.5.1 Roches métamorphiques en Equateur
4.5.2 Histoire thermique possible des roches métam. en Equateur
4.5.3 Chemin P-T des métabasites et métapélites
4.5.4 Peut- on fondre la racine crustal des Andes ?
Annexe 4.1 Voir CD joint
Annexe 4.2 Voir CD joint
Annexe 4.3 Voir CD joint
CHAPITRE V : Pétrographie et géochimie des intrusifs miocènes à récents de la cordillère occidentale
5.1 Introduction
5.2 Contexte géologique des intrusifs miocènes à récents d’Equateur
5.3 Description minéralogique, pétrologique, géochimique et isotopique
5.3.1 Pétrographie et minéralogie
5.3.2 Géochimie des intrusifs miocènes
5.3.3 Caractérisation géochimiques des intrusifs miocènes
5.3.4 Isotopie des intrusifs miocènes
5.4 Discussion et conclusion
5.4.1 Que nous apportent nous donnés ?
5.4.2 Modèles proposés pour la genèse des adakites
5.4.3 Proposition d’un modèle en accord avec la géodynamique régionale
Annexe 5.1 Voir CD joint
CHAPITRE VI : SYNTHESE, CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
6.1 Synthèse et conclusions
6.2 Perspectives
BIBLIOGRAPHIE
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