[PDF] Style tectonique et contexte géodynamique au Paléoprotérozoïque

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UNIVERSITE D'ORLEANS

THESE PRESENTEE A L'UNIVERSITE D'ORLEANS

POUR OBTENIR LE GRADE DE

DOCTEUR DE L'UNIVERSITE D'ORLEANS

Discipline : Sciences de la Terre et de l'Atmosphère

Spécialité : Tectonique

PAR

Pierre TRAP

Style tectonique et contexte géodynamique au

Paléoprotérozoïque.

Exemple du Craton de Chine du Nord

Soutenue le 7 Décembre 2007 à Orléans

Membres du jury :

M. Christian TEYSSIER Professeur, Université de Lausanne Rapporteur M. Pierre BARBEY Professeur, Université de Nancy Rapporteur M. Jean-Marc LARDEAUX Professeur, Université de Nice-Sophia-

Antipolis Examinateur

M. Wei LIN Professeur Assistant, Institut de Géologie et

Géophysique de Beijing Examinateur

M. Patrick MONIE Chargé de Recherche au CNRS, Montpellier Examinateur Mme. Nicole LE BRETON Maître de Conférences, Université d'Orléans Co-encadrante M. Michel FAURE Professeur, Université d'Orléans Directeur de thèse 3 4

Sommaire

5

Sommaire

Introduction 9

Chapitre 1. La Géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 15

1. Gradients géothermiques et profils rhéologiques 18

Chapitre 2. Le Craton de Chine du Nord 37

1. Histoire "récente" 40

"Trans-North China Belt" dans le Craton de Chine du Nord 70 Chapitre 3. Evolution du style tectonique dans la période 2.1-1.8 Ga dans le Craton de

Chine du Nord 73

1. Tectonique de nappe dans les massifs du Hengshan et Wutaishan 76

Sommaire

6 deformation in the Hengshan-Wutaishan area: Implications for the understanding of the Trans-North China Belt, North China Craton 76 Chapitre 4. Apport de la thermobarométrie multi-équilibre 147

1. L'âge de la collision, un problème majeur 150

Sommaire

7 Chapitre 5. Le massif de Lüliangshan, zone de suture occidentale 173

1. La datation U-Th-Pb sur monazite à la microsonde électronique 176

"Trans-North China Belt", North China Craton 182 Chapitre 6. Le massif de Zanhuang et les datations 40Ar/39Ar 223

1. Le massif de Zanhuang 226

" 226

Sommaire

8

Chapitre 7. Synthèse et discussion 269

1. Discussion des modèles présentés dans le chapitre 2 271

Conclusion et perspectives 311

Références bibliographiques 315

Introduction

Introduction

Introduction

Introduction

Introduction

La compréhension du début de l'histoire terrestre et de son évolution jusqu'à aujourd'hui est l'un des problèmes fondamentaux des Sciences de la Terre. En particulier, il convient d'estimer comment la tectonique des plaques a évolué depuis la formation de la Terre, mais surtout quelle a été son expression en terme de déformation de la lithosphère. En réponse à la mobilité des plaques, la collision continentale est un processus majeur affectant la lithosphère, qui marque le rassemblement périodique des masses continentales en supercontinents. La Pangée, le dernier de ces supercontinents, s'est formée vers 300-250 Ma à l'issue de l'orogenèse hercynienne. 300 Ma plus tôt, l'orogenèse pan-africaine fut associée à la formation du supercontinent Pannotia, entre 600 et 450 Ma. Au Protérozoïque, le rassemblement du supercontinent Rodinia fut marqué par l'orogenèse grenvillienne et les événements collisionnels équivalents

datés à ~ 1.0 Ga. Les idées au sujet de l'histoire passée des supercontinents découlent

en partie des études de plusieurs ceintures orogéniques à travers le monde, formées par la collision des blocs continentaux. Récemment, les avancées dans la connaissance des orogènes très anciens ont mis en évidence un quatrième supercontinent, la Columbia, qui résulterait du télescopage de blocs continentaux

d'âges paléoprotérozoïque et archéen, au cours d'une vaste période orogénique datée

entre 2.1 Ga et 1.8 Ga (e.g. Rogers et Santosh, 2002). Au sein de cette période orogénique paléoprotérozoïque, on peut distinguer 19 orogènes répartis sur l'ensemble du globe (Fig. 0-1). La tectonique des plaques était donc un processus actif

Introduction

au Paléoprotérozoïque et ces orogènes sont les sites privilégiés pour étudier la

déformation de la lithosphère continentale pour des périodes anciennes. L'application des modèles de déformation lithosphérique, issus de la tectonique tangentielle, aux zones de convergence précambriennes est une question encore très débattue et un enjeu important pour la compréhension de la dynamique lithosphérique terrestre. Des chercheurs suggèrent que la tectonique tangentielle a D'autres, en revanche, pensent que les théories uniformitaristes concernant les modes de déformation de la lithosphère ancienne sont erronées (Wynne-Edwards,

1976; Hamilton, 1998). Le Paléoprotérozoïque serait une période charnière au cours

de laquelle les modes de déformation évoluent dans le temps et dans l'espace. La "Trans-North China Belt" est une chaîne paléoprotérozoïque de collision récemment mise en évidence (Zhao et al., 1998). Contrairement à beaucoup d'orogènes paléoprotérozoïques, le relief important (jusqu'à 3000 m d'altitude), le faible couvert végétal et la bonne qualité des affleurements de cette chaîne permettent, entre autres, d'appréhender facilement la géométrie des structures géologiques en 3D. Paradoxalement, le contexte géodynamique et le style tectonique de mise en place de la chaîne restent encore très mal contraints, en particulier à cause d'un manque de données structurales. Le but de ce travail de thèse est de proposer un modèle d'évolution géodynamique de la "Trans-North China Belt" au cours du Paléoprotérozoïque. La compréhension d'une chaîne de montagnes est une tâche qui requiert une étude multidisciplinaire et se réalise dans le temps grâce au concours de scientifiques aux spécialités diverses. La plupart des études de la "Trans-North China Belt" ont mis l'accent sur la géochronologie, la pétrologie et la géochimie. Dans ce travail, trois méthodes indissociables pour une bonne compréhension

des phénomènes orogéniques ont été privilégiées : l'analyse structurale, l'étude des

paragenèses métamorphiques et l'approche géochronologique. L'objectif principal est de dégager les grands traits structuraux, de dater les événements tectonométamorphiques et magmatiques, de proposer un modèle d'évolution géodynamique et de comparer le style de la déformation avec celui observé dans les chaînes modernes. Du fait qu'il s'agit d'un orogène paléoprotérozoïque, il est important d'avoir à l'esprit les processus géodynamiques opérant actuellement et ceux mis en évidence dans les chaînes anciennes ainsi que les caractéristiques structurales et métamorphiques qui en découlent. Ces considérations font l'objet d'un bref chapitre introductif, le chapitre 1. Le chapitre 2 dresse un état des lieux des connaissances du Craton de Chine du Nord et présente les différents modèles proposés jusqu'alors pour l'évolution de la "Trans-North China Belt". Les problématiques de ce travail sont présentées à la fin de ce chapitre.

Introduction

Le chapitre 3 expose les résultats structuraux et géochronologiques de deux domaines, i) le domaine des massifs de Hengshan et Wutaishan et ii) le massif du

Lüliangshan.

Une étude détaillée d'une métapélite échantillonnée dans le Massif du Wutaishan a permis de réaliser un chemin P-T-D-t (Pression-Température- Déformation-temps) présenté dans le chapitre 4 et qui corrobore les résultats présentés dans le chapitre précédent. Les chapitres 5 et 6 présentent les résultats structuraux et géochronologiques des massifs limitrophes de la chaîne, permettant de comprendre les relations de la chaîne avec les blocs archéens Ouest et Est, respectivement. Le chapitre 7 fait la synthèse des résultats obtenus et présente un modèle

d'évolution de la chaîne depuis le Néoarchéen jusqu'à la fin du Paléoprotérozoïque.

Fig. 0-1. Distribution spatiale des orogènes datés à 2.1- 1.8 Ga et des cratons archéens associés. 1 -

15 - Trans-North China Belt; 16 -

Introduction

Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 15

Chapitre 1

La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 16 Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 17

Chapitre 1

La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition Le Paléoprotérozoïque est l'ère géologique débutant il y a 2500 Ma et se terminant vers 1600 Ma. Elle dure 900 Ma ce qui en fait l'ère la plus longue de l'échelle des temps géologiques (Fig. 1-1). A partir de la fin du Paléoprotérozoïque (<1600 Ma), la tectonique tangentielle, définie par des mouvements horizontaux de matière, est le processus principal qui sculpte les orogènes sur l'ensemble du globe. A cette tectonique moderne tangentielle, on oppose une tectonique archaïque, caractéristique des domaines archéens, définie par des mouvements verticaux de matière au sein de la lithosphère. Au Paléoprotérozoïque, certaines zones comme les boucliers baltique, canadien et du Groënland (Barbey et Raith, 1990 ; Lucas et al.,

1994 ; Hajnal et al., 1995) témoignent d'une activité tectonique similaire aux

processus collisionnels actuels. D'autres régions en revanche, ont enregistré des processus archaïques, tels qu'on peut les observer dans le craton d'Afrique de l'Ouest par exemple (Vidal et al., 1996 ; Pons et al., 1995 ; Mortaji et al., 2000). Le

Paléoprotérozoïque représente donc une ère charnière dans l'évolution des processus

géodynamiques terrestres et constitue la période de transition dans les mécanismes de déformation de la lithosphère continentale en contexte orogénique (e.g. Cagnard,

2005). Par conséquent, avant d'étudier une chaîne paléoprotérozoïque, telle que la

chaîne "Trans-North China Belt", il convient de connaître les caractéristiques structurales et métamorphiques principales que l'on trouve aussi bien dans les domaines orogéniques modernes qu'anciens. Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 18

Fig. 1-1. Représentation graphique de l'échelle des temps géologiques illustrant l'importance du

Les zones orogéniques qui résultent de la convergence des masses continentales sont affectées par de la déformation, du métamorphisme et du magmatisme. Les caractéristiques de la déformation finie observée dans les orogènes ne sont pas liées de manière simple et évidente aux forces relatives à la convergence des masses continentales (Vanderhaeghe et Teyssier, 2001). Dans ce chapitre nous rappelons brièvement les caractéristiques structurales et métamorphiques principales qui définissent le comportement de la lithosphère continentale impliquée dans une tectonique de type moderne et de type archaïque.

1. Gradients géothermiques et profils rhéologiques

Le style de déformation ainsi que les caractéristiques métamorphiques acquises par les roches pendant l'orogenèse sont fonction de la rhéologie (comportement mécanique) de la lithosphère. Les paramètres contrôlant la rhéologie de la lithosphère continentale sont la composition chimique des roches qui la grain des minéraux constitutifs des roches et la température. Cette dernière est le paramètre prépondérant dans le contrôle du comportement rhéologique de la lithosphère continentale (Davy, 1986). En effet, les changements de rhéologie en fonction de la profondeur dépendent du géotherme. Ils peuvent être illustrés par des profils rhéologiques (Fig. 1-2). Pour une même vitesse de déformation, plus le gradient géothermique est élevé, moins la lithosphère est résistante et moins la transition fragile-ductile est profonde (Fig. 1-2) (e.g. Dewey et al., 1986 dans

Marshak, 1999).

Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 19

Fig. 1-3. Evolution de la production de

chaleur issue de la désintégration d'éléments radioactifs en fonction du temps. Modifié d'après Pelletier, 2001 dans Cagnard, 2005.

Fig. 1-2. Schémas illustrant les

différences de rhéologie de la croûte continentale en fonction du géotherme. Une différence du gradient géothermique implique des différences dans l'épaisseur de la couche crustale résistante (définie ici comme la croûte ayant une résistance plus importante que celle indiquée par la ligne en pointillé).

Aussi, pour un gradient

géothermique élevé, la transition ductile-cassant apparaît pour des profondeurs plus faibles. Modifié d'après Dewey et al., 1986 dans Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition

20Pour les estimations des gradients géothermiques continentaux précambriens,

on trouve des valeurs très élevées (~50-70°C/km ; Fyfe, 1973 ; Condie, 1994), légèrement plus élevées (+100°C à 35 km ; Davies, 1979 ; Pinet et al., 1991) ou comparables à l'actuel (Cheng et al., 2002 ; England et Bickle, 1984). Les chercheurs suggérant que la croûte n'était pas sensiblement plus chaude quand elle était plus jeune pensent que les jeunes continents étaient édifiés au-dessus d'une épaisse racine lithosphérique les isolant thermiquement du manteau supérieur sous-jacent. (e.g. Davies, 1979 ; Bickle, 1986 ; Sandiford, 1989 dans Marshak, 1999). Cependant, l'apport de chaleur lié au magmatisme n'est pas pris en compte dans la plupart des estimations de ces gradients géothermiques (Chardon, 1997). Or, la période précambrienne est une période de forte production magmatique et de croissance crustale importante. La croûte nouvellement produite, appelée "croûte juvénile", peut provenir de la fusion mantellique au niveau i) des zones de subduction (Dewey and Horsfiel 1970 ; Ringwood, 1974) ou ii) des plumes en domaines intraplaques

Hoffman, 1994).

Fig. 1-4. Modèles d'évolution de la croissance crustale d'après (A) Taylor and McLennan, 1995 et

Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition

21Selon les modèles, l'essentiel de la croissance crustale à l'Archéen et au

Paléoprotérozoïque s'est opéré de façon continue ou au cours de pics de croissance,

(Fig. 1-4; Fyfe, 1978; Armstrong, 1981; Reymer and Schubert, 1984; Taylor and McLennan, 1995; Condie, 1994, 1998). Ceci est accord avec la forte activité mantellique et la plus grande proportion de plumes mantelliques identifiée à ces périodes (Reymer and Schubert, 1984 ; Campbell et al., 1989). Condie (1998) souligne l'importance de la production de magma au Paléoprotérozoïque et à l'Archéen en estimant que 39% et 36% de la croûte continentale ont été formés au cours de ces deux périodes, respectivement (Figure 1-5). Le gradient géothermique élevé et la forte croissance crustale au

Paléoprotérozoïque suggèrent, qu'à cette période, la lithosphère continentale avait

une rhéologie différente de son homologue actuelle. En effet, la lithosphère Paléoprotérozoïque est parfois qualifiée de " molle » en comparaison avec la lithosphère récente (Cagnard, 2005). Ces considérations sont très importantes à prendre en compte lorsqu'on étudie la structure et l'histoire tectonique d'une chaîne paléoprotérozoïque telle que "la Trans-North China Belt".

Fig. 1-5. Carte des continents illustrant la distribution de la croûte juvénile (modifié d'après Condie,

Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 22

2. Les grands traits de la déformation continentale en domaine

orogénique Les chaînes de collision modernes sont caractérisées par une localisation de la déformation dans la lithosphère, avec le développement de zones de cisaillement (chevauchement ou détachement) d'échelle crustale ou lithosphérique. Du fait d'un fort gradient géothermique, les lithosphères juvéniles montrent une plus faible résistance mécanique et sont notamment plus sensibles aux forces de volumes. Cependant, Choukroune et al. (1995) remarquent que beaucoup de caractéristiques structurales sont communes aux périodes anciennes (Archéen) et actuelles mais que les échelles de ces structures sont différentes. Indépendamment de l'âge, trois grands types de structures crustales sont impliquées dans la déformation continentale : i) les nappes et chevauchements, ii) les dômes au sens large et iii) les décrochements. Chacune de ces structures a été observée sur notre zone d'étude. Ci-après nous

définissons brièvement ces trois éléments structuraux caractérisés par des champs de

déformation propres.

2.1. Les nappes et chevauchements

Les nappes définissent la tectonique tangentielle épaississante et leur identification dans les chaînes anciennes est primordiale pour discuter des comportements lithosphériques. Il existe plusieurs types de nappes qui peuvent rendre compte d'un épaississement et sont caractérisés par des champs de déformation différents (Merle, 1986, 1989). Le type le plus fréquent, et la plus caractéristique de l'épaississement est la nappe correspondant à un champ de déformation combinant glissement ductile et poussée arrière (Merle, 1989). Elles affectent aussi bien des terrains superficiels sédimentaires que des zones profondes au comportement ductile. Dans les conditions ductiles, la foliation interne aux nappes est horizontale et parallèle à la zone mylonitique définissant la base de la nappe. La foliation porte généralement une linéation minérale ou d'allongement parallèle à la direction de déplacement des nappes. En profondeur, de telles structures sont mises en évidence grâce aux outils géophysiques tels que la sismique réflexion profonde. L'interprétation faite par Matte (1986), des profils ECORS qui traversent la chaîne varisque depuis les Ardennes jusqu'au sud du Bassin aquitain, illustre très bien l'importance de la mise en place de nappes dans l'épaississement crustal au sein des orogènes modernes (Fig. 1-6). Notons que la mise en place de nappes n'est pas le seul mécanisme possible responsable de l'épaississement crustal qui peut s'effectuer par serrage coaxial avec allongement vertical ou être lié à un magmatisme important. Les profils réalisés par sismique réflexion dans la Province Supérieure du bouclier canadien archéen témoignent d'une tectonique tangentielle avec développement de contacts à faible pendage voir horizontaux (Fig. 1-7). Les foliations horizontales se développant dans des terrains de haut grade sont souvent interprétées comme le résultat de la mise en Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition

23Svécofennides, Cagnard et al. (2007) discutent de la véracité de l'interprétation de

telles foliations plates en termes de tectonique tangentielle. Ces auteurs soulignent notamment le fait que les fabriques planaires horizontales portent souvent des linéations d'étirement dont la direction forme un angle fort avec la direction de convergence et montrent que l'absence de critères de cisaillement non-équivoques est en contradiction avec une tectonique tangentielle épaississante. En outre, il est nécessaire de savoir quand est acquise l'anisotropie à faible pendage. Dans la chaîne varisque, par exemple, les profils ECORS imagent une croûte inférieure litée, formée dans les conditions du faciès des granulites de haute température pendant le désépaississement et non pas pendant la mise en place des nappes.

Fig. 1-6. Coupe d'échelle lithosphérique de la chaîne varisque, depuis les Ardennes au Nord jusqu'au

Fig. 1-7. Haut : Profil sismique traversant la chaîne de l'Opatica Province Supérieure du sud-est,

Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition 24

2.2. Les dômes migmatitiques

Plusieurs mécanismes sont responsables de la formation des dômes (e.g. Yin,

2004). Comme ces dômes sont dus à la remontée de matériel crustal, ils sont très

souvent associés à de la fusion partielle et à du plutonisme. Communément, le coeur de ces dômes est constitué de migmatites et de granites d'anatexie. Les dômes migmatitiques sont des objets ubiquistes des zones orogéniques récentes ou anciennes. Le réchauffement dû à l'épaississement crustal entraîne une fusion crustale, et une baisse de la densité des roches. Naissent alors des instabilités gravitaires dites de Raleigh-Taylor (Raleigh, 1883 dans Choukroune, 1995). La remontée de matériel peu dense est alors induite par des forces de volume (intrinsèques à l'objet considéré). Cependant, les forces de volume ne sont pas les seules forces responsables de la mise en place des dômes mais elles s'ajoutent la plupart du temps aux forces dites de surface résultant du champ de contrainte régional (e.g. Brun and Pons, 1981). De façon simple, on distingue quatre mécanismes : i) diapirisme seul, à l'origine de la formation de dômes de sel (e.g. Scheck et al., 2003) et de la mise en place des batholites granitiques. ii) diapirisme dans un régime en compression (e.g., Burg et al., 1984 ; Amato et al., 1994), comme par exemple les dômes migmatitiques kilométriques du sud Karakorum (Himalaya occidental, Pakistan) (Maheo et al., 2004). iii) diapirisme dans un régime en extension, dont les exemples types sont les "Metamorphic Core Complex" (MCC ; Davies et Coney, 1979) se formant suite à la combinaison de l'ascension par flottabilité de roches partiellement fondues et d'un boudinage d'échelle crustale (Brun et van den Driessche, 1994 ; Vanderhaeghe et

Teyssier, 1997).

iv) diapirisme dans un régime coulissant, comme par exemple la mise place de magma granodioritique d'âge birimien dans un champ de déformation en décrochement, en Afrique de l'ouest (Pons et al., 1995). Ces mécanismes sont à l'origine de la remontée de matériel crustal partiellement fondu (migmatites) ou totalement fondu (plutons) qui acquiert une foliation contemporaine de la cristallisation des liquides magmatiques. Par définition, les dômes sont définis par une foliation orientée de façon concentrique avec un pendage vers l'extérieur du dôme. Cependant, la foliation peut aussi dessiner des structures internes complexes. La linéation et la foliation qui la porte, ainsi que les critères de cisaillement, sont des indicateurs du champ de déformation dans lequel le dôme migmatitique se met en place. Dans les structures liées au diapirisme et à la mise en place de dômes migmatitiques, il existe une grande variabilité spatiale et temporelle de la forme de l'ellipsoïde de déformation (Whitney et al., 2004). Certaines caractéristiques structurales permettent néanmoins de connaître le mécanisme à l'origine de ces dômes. Par exemple, les "Metamorphic Core Complexes", qui sont le résultat de l'interférence entre diapirisme et extension, se forment sous l'effet de la déformation amincissante. Celle-ci entraîne une remontée de la partie profonde de la croûte et par conséquent sa fusion partielle à Chapitre 1. La géodynamique au Paléoprotérozoïque, période de transition

25l'origine des migmatites occupant le coeur des dômes. Ils sont typiquement

caractérisés par un décollement se développant à l'interface dôme-couverture. Ce dernier est le siège d'une déformation hétérogène avec une forte composante non coaxiale, tandis qu'au coeur du dôme migmatitique, la déformation est coaxiale (Fig. 1-8).

Fig. 1-8. Modèle conceptuel de déformation en amincissement crustal aboutissant à la formation d'un

Les domaines en "dôme-et-bassin" définissent la plupart des régions archéennes. Affleurant sur des surfaces pouvant atteindre plusieurs centaines de milliers de kilomètres carrés, ces domaines sont constitués d'une succession de dômes de granite et gneiss souvent migmatitiques entre lesquels sont piégés des bassins de roches supracrustales, les ceintures de roches vertes (Goodwin, 1981). Les dômes varient en taille de quelques centaines à quelques dizaines de kilomètres de diamètre. Plusieurs mécanismes sont proposés pour rendre compte de cettequotesdbs_dbs29.pdfusesText_35

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