Chercheurs : T. Aifa, J.P. Brun, D. Gapais, L. Husson, P. Yamato (50%)

Ingénieurs : C. Le Carlier de Veslud (30%), J.J. Kermarrec (50%)

Doctorants rattachés à l’équipe : L. Bonnevalle, M. Dabo, F. Messart, K. Kidonakis, S. Duprat-Oualid

1. RHÉOLOGIE DE LA LITHOSPHÈRE

1.1 Rhéologie du manteau sous-continental

Le litage rhéologique initial de la lithosphère joue un rôle déterminant sur le mode de déformation. En particulier, la présence d’un manteau résistant et localisant, typique des lithosphères froides, est indispensable pour aboutir à une déformation lithosphérique localisée. A l’inverse, l’absence de manteau fragile induit une déformation distribuée, typique des lithosphères chaudes. Des données géophysiques récentes indiquent cependant des faibles résistances lithosphériques et plus particulièrement du manteau sous-continental dans les régions de forte déformation finie. Afin de réconcilier ces deux visions extrêmes du litage rhéologique de la lithosphère, nous avons tenté de contraindre la résistance long-terme de la lithosphère à partir d’observations de terrain.

La zone interne des Bétiques, montre un contact majeur entre les péridotites souscontinentales de Ronda, d’origine profonde et une série quasi complète de croûte inférieure et supérieure condensée sur 5 km. L’étude microstructurale a permis d’identifier les micromécanismes de déformations actifs durant la localisation de la déformation, et donc de contraindre la rhéologie long-terme du manteau sous-continental (Cf. carte de mécanismes de déformation ci-dessous)

Pour une température inférieure a 800°C, la réduction de la taille des grain dans le manteau est accommodée par la superplasticité et induit un forte chute de résistance dans la manteau sous-continental et une forte localisation de la déformation ductile. Ce manteau ductile mais localisant possède une forte résistance initiale mais sa résistance évolue avec le temps et la déformation finie, à l’inverse d’un manteau fragile.

1.2 Couplages fragile-ductile

Les modélisations analogiques effectuées à Rennes depuis les années 1980 ont permis de mettre en évidence un autre effet des couplages entre les différentes couches rhéologiques de la lithosphère : les couplages fragiles-ductiles. Ils correspondent à l’effet des changements de viscosité des couches ductiles sur le taux de fracturation dans les couches fragiles (Brun, 2001).

La viscosité des couches ductiles dans la lithosphère contrôle le niveau de fracturation et donc delocalisation de la déformation.

Trois domaines peuvent être définis. 1/ faible viscosité et/ou fort adoucissement fragile impliquant un mode de fracturation localisé. 2/ forte viscosité et/ou faible adoucissement voir durcissement fragile impliquant une saturation du nombres de failles dans le milieu fragile, définissant le mode de fracturation distribué. 3/ entre ces deux cas limites, deux nouveaux modes de fracturation sont caractérisés par une augmentation de la fracturation avec une augmentation de la viscosité ductile ou une diminution de l’adoucissement fragile qui définissent respectivement les modes « ductile control » et « brittle control », le premier correspondant au couplage fragileductile en analogique où la fracturation augmente avec la viscosité/vitesse de déformation.

2. DYNAMIQUE DE LA SUBDUCTION, METAMORPHISME ET DEFORMATION

J-P Brun, L. Husson, P. Yamato,

La subduction est le moteur essentiel de la construction des chaines de montagnes. De ce point de vue, la topographie dynamique au voisinage des zones de subduction ou le métamorphisme de haute pression et la déformation associée sont des témoins dont l’étude vise à identifier les mécanismes mis en jeu.

2.1 Exhumation des roches métamorphiques de haute pression

Les roches métamorphiques de HP-BT sont des enregistrements quasi-uniques des étapes de subduction puis d’exhumation subies par les unités océaniques et continentales qui forment lesempilements de nappes métamorphiques des zones internes des chaines de montagnes. Pour élucider la signification dynamique des trajets pression-température enregistrés par les roches métamorphiques, nous tentons à l’aide de modèles thermo-mécaniques de simuler les trajets observés dans les systèmes naturels. Ces modèles permettent aussi de remonter à des paramètres encore mal contraints comme par exemple la rhéologie de la croûte impliquée (Yamato et al. 2008 ; 2009) ou encore les paramètres d’érosion (Yamato et al. 2008 ; Braun & Yamato 2010).

L’enfoncement de blocs de lithosphère continentale de taille limitée (inférieure à 500 km) conduit à la délamination de la croûte subductée et déclenche le rollback de la subduction qui, en retour, ouvre en surface un espace permettant l’exhumation de lame de croûte métamorphisée (Brun and Faccenna 2008 ; Husson et al 2009). Ce processus explique en particulier l’exhumation des roches de haute pression de la Méditerrannée (Egée et Appenin).

Les unités crustales entrainées en profondeur par la subduction doivent d’abord se détacher du manteau lithosphérique pour pouvoir remonter en surface. Nous avons argumenté, à l’aide de modèles numériques semi-analytiques, que la pression maximale enregistrée par les roches métamorphiques est une fonction directe de la résistance d’arrachement des unités sous l’effet des forces de flottabilité. (Carry et al., 2009 ; Gueydan et al., 2009)

Sur le terrain, l’analyse cinématique des roches de haute pression permet de distinguer les déformations liées à la subduction de celles liées à l’exhumation, notamment si une distinction peut être faite entre les paragénèses progrades et rétrogrades du métamorphisme. Les pseudomorphes de lawsonites traduisent ainsi une double histoire prograde pendant la croissance de la lawsonite et rétrograde pendant sa rétromorphose. Le fait que les pseudomorphes conservent parfaitement les formes cristallines de la lawsonite montre que la roche n’a subit aucune déformation pénétrative depuis la rétromorphose. En appliquant ce principe aux schistes de bleus de l’ile de Groix nous avons montré qu’on pouvait y séparer les effets de la subduction de ceux de l’exhumation (Philippon et al 2009). (Cf. Fig.)

2.2 Problèmes dynamiques

Un autre point important concernant les zones de subduction correspond à leur intégration au sein du système Terre. L’analyse de la topographie au voisinage des zones de subduction renseigne sur les paramètres dynamiques de la subduction (Husson, 2006, Husson and Conrad 2006, Guillaume et al., 2009).

Le comportement de ces zones de subduction est également perturbé par la présence des plaques lithosphériques latérales et supérieures qui doivent donc toujours être prises en compte (Husson et al., 2008, Yamato et al., 2009). Enfin, l’étude du devenir des slabs au sein du manteau (Royden & Husson, 2006, 2009 ; Loiselet et al., 2009) nous renseigne sur leur propriétés intrinsèque comme la densité et la viscosité.

3. EXTENSION LITHOSPHERIQUE

J-P Brun, D. Gapais

Depuis 2006, l’accent a été porté sur le développement des dômes métamorphiques extensifs (‘metamorphic core complexes’) et les principaux modes de rifting de la lithosphère, via l’étude de cas naturels et la modélisation analogique et numérique.

3.1 Cas naturels (Rhodope, Anatolie et Mongolie)

La partie sud-ouest du massif métamorphique du Rhodope (nord de la mer Egée), interprétée comme un metamorphic core complex de très grande ampleur résultant de l’emboîtement de deux dômes extensifs successifs, entre 40 et 10 Ma (Fig. Ci-dessous) (Brun & Sokoutis, 2007).

Le massif de Nigde, en Anatolie centrale, représentant un metamorphic core complex fini-Crétacé dans lequel la forte obliquité des linéations d’étirement, entre enveloppe et coeur migmatitique du dôme, est interprétée comme reflétant un fluage horizontal de la croûte inférieure à angle droit de la direction d’extension régionale (Fig. Ci-dessous) (Gautier et al., 2008).

L’étude structurale et géochronologique de la chaîne métamorphique d’ Erendavaa, dans le nordest mongolien, a démontré qu’elle s’inscrit dans la succession des structures ayant accommodé, au cours du Jurassique supérieur-Crétacé inférieur, une extension généralisée de la lithosphère continentale est-asiatique (Daoudene et al., 2009).

3.2 Modélisation analogique et numérique

En fonction de la température initiale du Moho et de l’épaisseur crustale, trois modes de rifting d’une lithosphère continentale peuvent être identifiés : coupled crust-mantle, deep crustal décollement et wide rift (Fig.) (Gueydan et al.,2008).

La modélisation des conditions d’apparition et de développement des metamorphic core complexes (Analogique : Tirel et al., 2009 ; Numérique :Tirel et al., 2008 Fig. ci-dessous) a permis d’argumenter que la température initiale au Moho doit être égale ou supérieure à 800°C. La croûte ductile et le manteau, deviennent alors suffisamment peu résistants pour s’écouler horizontalement et maintenir le Moho plat.

En l’absence d’éléments forçant dans la croûte les modèles numériques produisent un développement séquentiel des core complexes. Lorsque ceux-ci sont suffisamment proches, ils interfèrent, ce cas de figure pouvant être comparé de manière satisfaisante au cas naturel des Cyclades (Tirel et al., 2009).

4. DEFORMATION DES LITHOSPHERES CHAUDES EN COMPRESSION

J.P. Brun, D. Gapais, J.J. Kermarrec

Depuis 2003, un de nos projets s’inscrit dans un grand débat qui anime la communauté scientifique des Sciences de la Terre depuis plusieurs décades : les modes de déformation des lithosphères « anciennes », plus chaudes que les plaques modernes et marquées par d’importants épisodes de croissance crustale. Ce débat se place dans le contexte de deux écoles de pensée soutenant l’uniformité ou la non uniformité des processus tectoniques au cours de l’histoire de la Terre. Nos travaux ont couplé études de cas sur le terrain, modélisation analogique, et modélisation numérique. Les objets de terrain ont concerné des zones de déformation d’âge paléoprotérozoïque, ceci en autre afin de s’affranchir de possibles effets de gradients de densité inverse comme attendus dans le cas des processus tectoniques archéens affectant les ceintures de roches vertes. Trois régions ont été étudiées : le PaléoprotérozoÏque de Terre Adélie (Antarctique) (Gapais et al. 2008), la ceinture nickélifère de Thompson situé sur la bordure occidentale du craton du Supérieur (Canada) (Machado et al. Sous presse), et les Svécofénnides de Finlande (Cagnard et al. 2007).
Pour caractériser la déformation des lithosphères chaude et molles lithosphériques des tests ont été réalisés à l’aide de modèles analogiques de lithosphères dont le manteau est entièrement ductile et dont la croûte croûte fragile est d’épaisseur limitée. Les modèles ont été soumis à un raccourcissement intense (50%) sans ou avec (Fig. ci-dessous) possibilité d’extrusion latérale.

Les expériences montrent qu’une lithosphère molle soumise à un fort raccourcissement est caractérisée par :
• Un épaississement distribué, avec un Moho dont l’enveloppe reste subhorizontale
• Une sagduction de fragments de croûte supérieure délimités par des failles et des zones de cisaillement d’ampleur limitée
• Une combinaison possible d’épaississement et de fluage longitudinal de la croûte ductile. Lorsqu’une extrusion latérale est permise les gradients de fluage horizontal sont accommodés par des zones de transfert subverticales combinant composantes décrochantes et étirement vertical
• Des topographies de faible amplitude Ces observations synthétisées sur la figure ci-dessous sont validées par les données de terrain(Cagnard et al. 2007 ; Chardon et al. 2009) qui, par ailleurs, soulignent l’absence d’extension post épaississement dans ces zones orogéniques particulières.

L’ensemble des travaux souligne que la présence d’un manteau lithosphérique ductile conduit à des zones orogéniques très différentes des chaînes classiques qui sont marquées par une forte localisation des déformations à l’échelle lithosphérique dont dépend directement leur géométrie (largeur, topographie, zonations métamorphiques…) au premier ordre.

La synthèse des différentes données (Chardon et al. 2009 ; Gapais et al. 2009) souligne en outre que les zones de convergence impliquant des lithosphères continentales chaudes et molles peuvent se marquer par des déformations lentes et l’absence de topographies marquées, du fait du caractère distribué des déformations. Ceci a en outre été confirmé par une approche numérique (Gapais et al. 2009). L’extrapolation de ces modes de déformation aux zones épaissies modernes comme les hauts plateaux est discutées par Cagnard et al. (2007).

5. TECTONIQUE SALIFERE

J-P Brun, J-J Kermarrec

La tectonique salifère résulte simultanément de l’interaction entre déformation ductile du sel et déformation fragile des sédiments et de l’interaction entre sédimentation et déformation. Nos travaux sont à l’interface entre recherche fondamentale et applications pétrolières. Ils combinent modélisation théorique et analogique des processus et analyse de systèmes naturels (Principalement marges de l’Angola et du Brésil ; Golfe du Mexique).

Dans les bassins sédimentaires en pull-art, la déformation synsédimentaire conduit à la formation simultanée de failles normales et diapirisme associé et de structures compressives, plis en échelon et failles inverses. La tectonique salifère du rift de la Mer Morte, le long de la Faille transformante du Jourdain, en est un exemple caractéristique. (Smit et al. 2008).

Les systèmes d’écoulement du sel dans les domaines extensifs combinent cisaillement pur et cisaillement simple. Dans ce contexte, au voisinage de l’interface sel/sédiment cet écoulement forme des zones de vorticité forte (rouleaux ou rollers) sous les failles normales qui contrôlent la formation des blocs basculés ou des rollovers (Brun and Mauduit 2008)

Contrairement au modèle classiquement invoqué de faille listrique, les rollovers en tectonique salifère résultent des mouvements relatifs de trois blocs : un bloc basal sous un niveau de décollement et deux radeaux en divergence au dessus. (Brun and Mauduit 2008).