Les marqueurs géologiques de la convergence

Les marqueurs géologiques de la convergence Conférence de Monsieur Jean-Marc Lardeaux, professeur des Universités,
présentée à l'Ecole Nationale de Chimie Biologie - Paris
Transcription réalisée par MM.Grousset et Jauzein, IA-IPR Lyon. Texte revu
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Les phénomènes géologiques (pp1), concentrés aux limites de plaques sont
l'expression des instabilités mécaniques et thermiques liées à la
cinématique des plaques (pp2).Les processus de convergence des plaques
lithosphériques sont à l'origine, entre autres, des subductions péri-
continentales ou intra-océaniques et des collisions continent/continent.
Avant tout, il faut remarquer que l'observation et la mesure des
déplacements par géodésie spatiale (GPS) a permis un saut qualitatif
important dans la compréhension de la tectonique des plaques qui peut
aujourd'hui être quantifiée. LA SUBDUCTION Bien que l'objectif de cette discussion soit de présenter les marqueurs
géologiques de la subduction, il importe de souligner que c'est l'imagerie
géophysique qui nous permet de visualiser de façon très spectaculaire la
subduction de la lithosphère à l'échelle globale. Les analyses
sismologiques (distribution et profondeur des séismes : pp3), géothermiques
(pp4, distribution hétérogène du flux de chaleur), et tomographiques (pp5)
permettant de scanner l'intérieur de la Terre.
La subduction - ou sous-charriage - de la lithosphère rigide et froide a
une géométrie variable selon l'âge de la lithosphère subduite.
Deux phénomènes sont de première importance et représentés dans les
différents modèles de convection à l'intérieur du manteau (pp6) :
- la subduction des panneaux plongeants lithosphériques qui soustrait de la
matière de la surface
- les panaches mantelliques qui ramènent les matériaux profonds vers la
surface.
Les déplacements verticaux (subduction et panaches) sont plus importants
que les déplacements horizontaux (expansion océanique et collision par
exemple). La subduction est donc un phénomène de premier ordre pour la
géodynamique de la Terre.
Les marqueurs topographiques de la subduction
La région andine montre très bien les anomalies topographiques liées à la
subduction (pp7) :
- relief positif pour la chaîne des Andes,
- relief négatif pour la fosse océanique.
Il existe cependant un troisième marqueur topographique, les bassins
d'arrière arcs, bien visibles sur la carte des reliefs océaniques (pp8) au
nord du Pacifique. Ces bassins sont liés à la subduction lorsque celle-ci
atteint un angle important (lithosphère âgée) : la tension exercée en
surface par le recul du panneau plongeant génère une extension et donc la
formation du bassin d'arrière arc par déchirure de la surface de la
lithosphère chevauchante (pp9). On note à ce propos qu'une tectonique
extensive peut survenir dans des zones de convergence. Il ne faut pas
confondre les processus cinématiques (déplacements en convergence et
divergence) avec les phénomènes de déformation (compression et extension). Les marqueurs tectoniques et magmatiques de la subduction Les principales structures tectoniques que l'on distingue (pp10 et pp11)
sur une carte géologique des Andes par exemple sont des plans de
chevauchement et /ou des failles inverses nombreuses et des plis. Les
chevauchements sont parfois symétriques (structures en « fleur » permettant
la remontée d'écailles de croûte continentale en surface). Les axes des
plis sont orientés parallèlement à la fosse et aux directions
cartographiques des plans de chevauchements. Toutes ces structures sont
grossièrement perpendiculaires à la direction de convergence (pp10 et pp12)
et traduisent le raccourcissement de la marge Andine. On observe enfin sur
la carte géologique des plutons de roches granitiques (granitoïdes), des
ensembles volcaniques, des portions de croûte continentale ancienne et des
séries sédimentaires déformées (pp10).
Dia (1.jpg) : granodiorite (croûte) avec enclave de roche basique (gabbro)
de la base de la croûte, typique d'une roche provenant de la fusion
partielle de matériaux situés à l'interface croûte/manteau.
Dia (2.jpg) : granodiorite en lame mince : roche grenue à amphibole et
mica, deux minéraux hydroxylés issus de la cristallisation d'un magma calco-
alcalin hydraté des zones de subduction.
Dia (3.jpg) : volcanisme violent, de type explosif avec un magma très riche
en gaz ce qui est lié au caractère hydraté de ce magma.
Dia (4.jpg) : Andésite, roche volcanique riche en verre à structure
microlitique. On retrouve, en phénocristaux, les même minéraux que dans la
granodiorite, plagioclase, amphibole et quartz.
Dia (5.jpg) : éruption du Mont Saint Helens : coulées de boue constituées
de cendres remobilisées par la pluie qui témoignent du caractère fortement
explosif de ce type de volcanisme.
La coupe géologique des Andes (pp11) résume ces observations :
- nombreux plutons granitiques et volcans qui traduisent une forte activité
magmatique. En conséquence, les zones de subduction sont le lieu de la
croissance crustale par extraction de matière du manteau pour former la
croûte continentale.
- plis à plans axiaux sub-verticaux, chevauchements (roche plus ancienne
située géométriquement au-dessus la roche plus récente), failles inverses
qui traduisent le raccourcissement et l'épaississement de la croûte.
Dia (6.jpg) : pli centimétrique dans un échantillon de sédiments plissés.
Dia (7.jpg) : micro plis dans une lame mince de sédiments très déformés. La chaîne andine (pp13) montre de nombreux témoins géométriques de son
évolution au cours du temps : plutons anciens déformés par des failles et
des plis, plutons récents recoupant des structures tectoniques, sédiments
plissés qui se sont déposés dans un bassin d'arrière-arc ancien (-95 Ma)
contemporain de la subduction précoce d'une vieille croûte océanique (cf
pp9).
Par ailleurs, dans les zones de subduction, on peut observer un troisième
type de structure tectonique : les décrochements (pp14), plans verticaux de
coulissage qui s'ajoutent aux failles et aux plis. Ils proviennent de
l'obliquité du vecteur convergence par rapport à l'axe de la chaîne.
Enfin, il faut signaler l'existence d'un dernier marqueur tectonique, ou
plus exactement tectono-sédimentaire, dans les zones de subduction que l'on
appelle un prisme d'accrétion. Ce dernier est constitué de roches
sédimentaires (pp15) stoppées par un butoir résistant ( « backstop », marge
continentale ou arc magmatique) et dont l'accumulation va produire une
structure tectonique remarquable. Ces sédiments sont eux-mêmes des témoins
géologiques de la convergence ; ils sont d'origine variée, sédiments
océaniques, sédiments détritiques d'origine continentale, produits
volcaniques érodés sur la marge chevauchante. On retrouve, dans le prisme
d'accrétion, des plis, des failles inverses, des chevauchements, qui
témoignent de la déformation qui affecte ce domaine qui est raccourci et
épaissi. Les marqueurs métamorphiques de la subduction
Les zones de subduction sont caractérisées par le développement de domaines
métamorphiques contrastés. En effet, les conditions thermiques sont
différentes (pp16) dans la partie sous-charriée (métamorphisme HP et BT) et
dans la marge chevauchante (métamorphisme BP et HT) :
-Des magmas basiques (gabbros) cristallisent à la base de la marge
chevauchante (pp17) : ils sont représentés en noir sur le schéma. Cette
mise en place de magmas basiques surchauffe (transfert de chaleur par les
magmas) la croûte encaissante. Il en résulte un métamorphisme (noté M) de
haute température avec formation de migmatites et fusion partielle
(formation de liquides granitiques).
Dia (8.jpg) : gabbro lité (magma de la base de la croûte) extrait du
manteau partiellement fondu en présence d'eau.
Dia (9.jpg) : fusion partielle de la croûte continentale (anatexie). Noter
la présence d'une enclave de roches basiques (de type gabbro).
Dia (10.jpg) : filons de granites : remontées de magma acide issu de la
fusion partielle de la croûte continentale profonde et mis en place dans
les roches métamorphiques de la croûte supérieure. Les liquides collectés
et transférés par ces filons pourront donner naissance à des plutons de
granites.
-Dans la lithosphère océanique qui subducte, les roches sont déjà dans
le faciès des schistes verts (SV), donc riches en chlorite et actinote
(métamorphisme océanique, cf programme de 1e S). Lors de leur enfoncement
(sous-charriage) elles seront progressivement portées dans les conditions
des faciès des schistes bleus (SB), donc riches en glaucophane (amphibole
sodique qui est un minéral moins hydraté qu'une chlorite), et enfin dans
les conditions du faciès des éclogites (E) où prédominent des minéraux
anhydres comme la jadéite et le grenat. Toutes ces transformations
minéralogiques s'accompagnent donc d'une déshydratation progressive. De
même, les sédiments portés par la lithosphère en subduction von