La Terre précambrienne. Quelques terrains précambriens en Afrique du Sud

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1 La Terre précambrienne Quelques terrains précambriens en Afrique du Sud Litages de chromitite et anorthosite. Dwars River, complexe du Bushveld Jean-François MOYEN Dept of Geology University of Stellenbosch Private Bag X Matieland - South Africa Jean-Yves JOLIVEL META ODOS EURL AJ Conseil 88 rue du Grand Domaine CESSON-SEVIGNE - France

2 A la découverte des terrains précambriens d Afrique du Sud Ce document est une annexe, ou un complément, au livret-guide écrit pour une excursion géologique en Afrique du Sud, organisée en Février 2007 à l initiative de Jean-Yves Jolivel, de Meta-Odos. Cette excursion visite une partie des terrains précambriens dans ou autour du craton du Kaapvaal, en Afrique du Sud : région de Barberton, ceinture du Limpopo, complexe du Bushveld. La géologie du Précambien est inhabituelle pour des géologues français, habitués à des roches jeunes et à une géologie ou les bassins sédimentaires (et leurs déformations) représentent le type dominant de géologie. Ce texte vise donc à donner quelques informations, d une part d ordre général sur la Terre précambrienne, d autre part d ordre local sur la géologie Sud-Africaine. Si ce document a été conçu en vue d une excursion particulière, il a fini par prendre une certaine ampleur, et constitue maintenant un texte autonome (surtout la première partie), qu on peut lire par lui même. Bonne lecture! Jean-François Moyen Janvier 2007 ii

3 Table des matières Avant-propos ii Table des matières iii Première partie: Contexte général : la Terre Précambrienne 1 1 Dates et lieux Retour sur l échelle des temps géologiques Les terrains archéens Répartition géographique Présentation de la géologie de l Archéen Les terrains protérozoïques Les ceintures mobiles Le magmatisme basique Quelques repères chronologiques Quelques roches précambriennes typiques Les orthogneiss TTG Caractéristiques Pétrogenèse Site géodynamique de formation Complexité des TTG Les komatiites Caractéristiques de terrain et textures Composition et origine Implications sur les conditions mantelliques Les sédiments chimiques riches en fer Caractéristiques générales Différents faciès Types et associations Modèles de formation

4 Table des matières 3 Les origines de la tectonique des plaques Tectonique des plaques et chaleur terrestre : pourquoi la tectonique des plaques? Tectonique des plaques et convection Depuis quand? Comment reconnaître la tectonique des plaques? Un problème de définitions! Des blocs rigides Des mouvements relatifs horizontaux Des limites de plaques La ou les tectonique des plaques? Différents styles tectoniques au cours du temps Les limites entre différents styles tectoniques L évolution de l atmosphère L atmosphère primitive : date et durée de sa formation Quelques contraintes sur l atmosphère et les environnements passés Les sources d informations L eau et les températures de surface Concentrations des principaux gaz dans l atmosphère L atmosphère terrestre du passé à l actuel De l atmosphère primitive à l atmosphère Archéenne Précipitation et recyclage de carbonates Dissolution dans un océan magmatique De l atmosphère Archéenne à l atmosphère moderne Le retard de croissance d O Un changement de style tectonique? Stable ou instable? Les fluctuations de l atmosphère actuelle Les cycles orogéniques/rupture des continents D autres changements tectoniques Les évolutions de la biosphère Paramètres non liés à la composition de l atmosphère Des rétroactions Deuxième partie: Géologie régionale 79 5 Le bloc archéen de la région de Barberton Stratigraphie et unités géologiques La ceinture de roches vertes Les orthogneiss avoisinants et leurs enclaves Les batholites tardifs iv

5 Table des matières 5.2 Architecture et structures Les structures dans la CRV Le système de failles d Inyoka Inyoni Les structures dans les gneiss TTG et leurs enclaves Les contacts entre CRV et gneiss et les structures en dômes Le métamorphisme dans et autour de la CRV Dans la CRV proprement dite Dans les gneiss du domaine NW Dans les gneiss du domaine SE Dans le contact entre les deux terrains : zone de cisaillement d Inyoni Synthèse Histoire géologique L histoire précoce ( Ga) Les épisodes à ca. 3.2 Ga La mise en place des batholites à 3.1 Ga La ceinture du Limpopo Structure d ensemble Les zones marginales La zone marginale Nord La zone marginale Sud La zone centrale Lithologies Métamorphisme et structures Problèmes de chronologie Modèles d évolution de la ceinture du Limpopo Modèle archéen surtout : le collage des deux cratons a lieu à 2.6 Ga Modèle protérozoïque surtout : la collision a lieu à 2.0 Ga Le complexe du Bushveldt Présentation générale Extension géographique La Province magmatique du Bushveld Contexte et conditions de mise en place Stratigraphie des unités basiques litées La Zone Marginale La Zone Inférieure (Lower Zone, LZ) La Zone Critique (Critical Zone, CZ) La Zone Principale (Main Zone, MZ) La Zone Supérieure (Upper Zone, UZ) Corps discordants v

6 Table des matières 7.3 Evolution magmatique de la partie basique du Complexe Cristallisation fractionnée Réalimentations magmatiques Formation des chromites Le remplissage de l intrusion du Bushveld Les litages magmatiques à l échelle de l affleurement Différents types de litages L origine des litages Les niveaux minéralisés Platinoïdes Vanadium L impact de Vredefort La structure de Vredefort Géologie Géophysique Métamorphisme Les preuves d impact Métamorphisme d impact et structures de choc Brèches d impact s.l Isotopes de l Osmium L extension de la structure Indices dispersés et taille réelle de la structure d impact Le cratère et son dôme central Le cratère et la préservation du Supergroupe du Witswatersrand Liste des figures 207 vi

7 Première partie Contexte général : la Terre Précambrienne

8 1 Dates et lieux Caractéristiques Caractéristiques générales Des blocs rigides Les cycles orogéniques/rupture des continents D autres changements tectoniques Retour sur l échelle des temps géologiques La géologie classique étudie une partie de l histoire de la Terre, qui s étend depuis le Primaire (ou Paléozoïque), jusqu au Quaternaire (fin du Cénozoïque). Ceci est dû à : Des raisons historiques : la géologie moderne est née en Europe occidentale, où les terrains sont soit hercyniens (Paléozoïque), soit alpins (Mésozoïque et Cénozoïque). Des raisons scientifiques : cette période est regroupée sous le terme de Phanérozoïque ( animaux visibles, en grec), ou de temps fossilifères, l un et l autre mettant bien en évidence que la particularité de cette période est de présenter des fossiles souvent bien conservés, et reconnaissables. C est à partir de la paléontologie que s est développée la stratigraphie, qui a été la base de la géologie. "Précambrien" Phanérozoïque Hadéen Archéen Protérozoïque Primaire Secondaire Tertiaire 4,56 Ga 4,1 Ga 2,5 Ga 0,6 Ga 0 Ga Fig. 1.1: Echelle stratigraphique simplifiée couvrant l ensemble de l histoire de la Terre. Noter l importance relative de l Archéen. Pendant longtemps (jusque dans les années 1950, voire 1960), le reste de l histoire de la Terre était presque ignoré, parce qu il ne présentait pas de fossiles. On re-

9 1 Dates et lieux groupait sous le terme générique de Précambrien tout ce qui était antérieur au Paléozoïque (soit presque 4 Ga d histoire géologique : près de 90 %), et la plupart des géologues évitaient de s y aventurer. Parfois, cependant, l étude des terrains précambriens était inévitable ; les géologues se sont alors aperçu que les temps précambriens étaient une période longue et complexe, où on pouvait distinguer de nombreux épisodes, et plusieurs phases orogéniques. Une limite majeure est marquée par une discordance importante. Elle sépare (Windley, 1984a et b) : un socle généralement gneissique et granitique, polyphasé, avec des sédiments relativement rares, associés à des laves, disposés en petits bassins discontinus ; la vie ne s y manifeste que de façon très discrète. des sédiments (essentiellement détritiques), qui forment des bassins réguliers, où on peut établir une stratigraphie valable au moins à l échelle régionale ; on y trouve plus de traces de vie. Cette discordance majeure a permis de séparer les terrains archéozoïques ( animaux anciens ) des terrains protérozoïques ( premiers animaux ). Plus tard, l Archéozoïque est devenu l Archéen. L Archéen regroupe donc tous les terrains plus vieux que cette discordance ; sa limite inférieure est simplement représentée par les plus anciennes roches connues. La radiochronologie a permis de préciser la période de temps concernée : Les derniers épisodes attribués à l Archéen (en général des intrusions tardives de granites potassiques) sont bien datés aux alentours de 2,5 Ga, par de nombreuses méthodes et en de nombreux endroits. Les plus anciennes roches datées sont, à l heure actuelle, les gneiss d Acasta, au Canada ; il s agit de grosses enclaves au sein de roches plus récentes. Ils ont fourni des âges U-Pb sur zircon plus vieux que 4.0 Ga. Si on s intéresse à des roches en place, ce sont les gneiss d Amitsoq, au Groenland occidental, qui sont les plus vieilles roches reconnues (3.8 Ga) ; encore y trouve-t-on des cœurs de zircons datés (SHRIMP) à 3.9 Ga (Whitehouse, 1999). Enfin, des cœurs de zircons isolés en Australie ont fourni des âges de 4,4 Ga. Tout ceci implique que, dès 4.2 Ga, une croûte continentale existait ; on peut donc fixer la base de l Archéen aux alentours de cette date. Comme par ailleurs la formation de la Terre est estimée à 4,56 Ga, il s avère que : L Archéen couvre une période de temps de plus de 2 Ga, soit une moitié de la totalité de l histoire de la Terre. Il reste une période de 300 Ma environ entre la formation de la Terre et le début de l Archéen. De cette période, appelée Hadéen, il ne reste aucun témoin direct. 3

10 oldest age so far obtained on terrestrial material (Figure 4.15). However, it must be noted that many detrital zircons from Jack Hills and Mont Narryer in Australia already gave a great variety of ages ranging between 4.3 and 4.0 Ga (Froude et al., 1983; Compston and Pidgeon, 1986; Cavosie et al., 2004), which demonstrates that Hadean crust existed but also that it developed and grew all along Hadean times. Zircons predominantly crystallize in granitic (s.l.) melts, so it can be 1 Dates et lieux reasonably concluded that granitoids already formed at 4.4 Ga. This conclusion is reinforced by the presence, into the zircon crystals of L Archéen est donc limité, à sa base par l Hadéen, et à son sommet par le Proté- Figure Cathodoluminescence image of zircon W74/2-36 from the Jack Hills metaconglomerate (Western Australia). An age of Ga has been determined by ion microprobe from the place shown by an ellipse. This crystal also contains quartz (Qt) inclusions indicating that it crystallized in a granite-like magma (Photo: John Valley, University of Wisconsin, Madison). rozoïque. Fig. 1.2: Le plus vieux zircon connu (4404 Ma) provient de Jack Hill, en Australie. Il contient des inclusions de quartz (Qt), qui suggèrent qu il s est formé dans un mamga acide (Martin et al., 2006). 1.2 Les terrains archéens Bien que l Archéen soit présent dans toutes les parties du monde, il est remarquable de noter que seule une poignée des terrains de cet âge ont été réellement étudiés en détail. Tous ne sont pas aussi bien connus ; les plus étudiés sont naturellement ceux qui affleurent dans de bonnes conditions, sont facilement accessibles, sont situés dans des pays riches, et sont riches en mines. Il y a aussi un fort intérêt scientifique pour ceux de ces cratons où l on trouve des roches particulièrement vieilles Répartition géographique Comme le montre la carte figure 1.3, il existe quelques dizaines de blocs archéens dans le monde. A côté de quelques terrains privilégiés, la poignée de régions évoquées au dessus, il existe des dizaines de provinces plus mal connues, étudiés seulement par une poignée de géologues. Au hasard des projets de recherche de tel ou tel groupe, l une ou l autre de ces provinces peut gagner une gloire momentanée dans la littérature : ce fût le cas, par exemple, du bouclier baltique (Finlande), étudié par l équipe de Rennes dans les années 80 ; ou du craton indien de Dharwar (Rennes et Clermont Ferrand, années ), pour ne citer que des exemples français. Il est remarquable de noter que les débats et controverses sur l Archéen se basent, en général, sur aussi peu d exemples, et que les géologues essayent de généraliser à partir de 4 ou 5 cas... bien heureux, encore, quand on n essaye pas d appliquer à la totalité d une période durant près de 2 Ga le modèle dévelopé dans son terrain! 4

11 1 Dates et lieux Fig. 1.3: Répartition géographique des grandes provinces archéennes d après Condie (1981) et Goodwin, (1991). Les terrains archéens affleurant sont en noir alors que ceux recouverts par des formations sédimentaires, ou encore déformés au Protérozoïque, sont figurés en gris. (1) Bouclier baltique ; (2) Bouclier écossais ; (3) Bouclier ukrainien ; (4) Bouclier d Anabar ; (5) Ceintures baïkale du Sayan et du Yienisei ; (6) Bouclier d Aldan ; (7) Cratons Sino-coréen, du Tarim et du Yangtze ; (8) Bouclier indien ; (9) Complexes de Litchfield, Rul Jungle and Nanambu ; (10) Bloc de Pilbara ; (11) Bloc de Yilgarn ; (12) Complexe de Napier ; (13) Craton du Kaapvaal ; (14) Craton du Zimbabwe ; (15) Bloc de Zambie ; (16) Craton kasaï ; (17) Craton centre africain ; (18) Bloc éthiopien ; (19) Craton du Chaillu ; (20) Complexe Camerounais du N tem ; (21) Bouclier de Man ; (22) Bouclier touareg ; (23) Bouclier de Reguibat ; (24) Massifs du Rio de la Plata et de Luis Alves ; (25) Craton du Sã o Francisco ; (26) Craton de Guapore ; (27) Bouclier guyanais ; (28) Province du Wyoming ; (29) Province du Supérieur ; (30) Groupe de Kaminak ; (31) Bloc de Committe Bay ; (32) Province de l Esclave ; (33) Bouclier du Labrador ; (34) Bouclier groenlandais. (Martin, 1994) Les terrains les mieux connus sont d abord les trois plus anciens : le Sud-Ouest du Groenland (Isua), formé à partir de 3.8 Ga ; le craton du Pilbara en Australieoccidentale, et celui du Kaapvaal en Afrique du Sud, construits à partir de 3.5 Ga. La majeure partie des cratons sont cependant plus récents et se sont formés vers 2.7 Ga, à la fin de l Archéen. On connaît, par exemple, assez bien la province du Yilgarn en Australie ou la très grande Province du Supérieure canadienne. 5

12 1 Dates et lieux Présentation de la géologie de l Archéen Les terrains Archéens se composent, en général, d une trilogie assez typique : 1. Un socle gneissique, formés d un ensemble plus ou moins composite, plus ou moins déformé, que l on appelle collectivement gneiss gris. Le composant essentiel des gneiss gros est un orthogneiss de nature sodique, qui définit unesérie dite TTG (tonalite trondhjemite granodiorite). 2. Des ensembles de laves et de sédiments, généralement métamorphisés en faciès schiste vert. On parle de ceintures de roches vertes (CRV). Leurs relations avec le socle gneissique sont complexes, et à vrai dire assez variables. 3. Des plutons potassiques tardifs, qui sont des intrusions de granites et de granodiorites non ou peu gneissique, post-tectonique. Les deux termes sont entre guillemets, car il s avère que la nature de ces plutons n est pas forcément très différente de celle des composants granodioritiques des TTG. Cartographiquement, les terrains archéens présentent souvent une disposition typique, dans laquelle les CRV forment des bassins étroits et allongés, synformes, et sont entourés de dômes plus ou moins arrondis formés de gneiss TTG. L origine de ce dispositif, qui n a que peu d équivalents dans la Terre actuelle, est au cœur des débats sur la géologie de l Archéen. La majorité des chercheurs pensent qu il reflète une forme de diapirisme, c est à dire de remontée gravitaire des gneiss au travers des CRV. Ce mécanisme implique que les gneiss soient plus légers que les roches entourantes, ce qui est possible si les roches des CRV sont des laves basiques, particulièrement denses ; ou encore si les gneiss sont partiellement fondus et donc anormalement légers. La région de Barberton (chapitre 5) est un bon exemple de terrain médio-archéen ( Ga). 1.3 Les terrains protérozoïques Le Protérozoïque est une période relativement mal connue. Elle n a pas l étrangeté de l Archéen (en termes de roches ou de structures), mais elle reste assez différentes de la Terre actuelle. Deux types d objets géologiques caractérisent cete période : Les ceintures mobiles Au Protérozoïque, on observe une différence importante entre deux types de domaines : les cratons, et les ceintures mobiles. Les cratons sont des blocs rigides, 6

13 1 Dates et lieux qui ne connaissent que peu d activité géologique d origine profonde (ce qui ne les empêche pas d être fracturés, recouverts de sédiments, de laves, etc.). Ce sont sans doute des blocs protégés par une épaisse racine lithosphérique, réfractaire et froide, qui empêche la déformation de la lithosphère, et limite les processus dans le manteau sous-cratonique. Entre les cratons se trouvent des ceintures mobiles, c est à dire des zones, à l inverse, très métamorphisées (en faciès granulite en général), partiellement fondues, fortement déformées. Les ceintures mobiles marquent la limite entre différents fragments de cratons, qui sont soudés le long de ces structures : il s agit donc, probablement, des racines de chaînes de montagnes anciennes. Mais ces régions ne présentent pas que des similarités avec les chaînes de montagnes modernes (pas d ophiolites, pas ou peu de preuves de sutures océaniques, pas ou peu de métamorphisme de haute pression), si bien qu on peut s interroger sur la nature des processus orogéniques du Protérozoïque. Quoi qu il en soit, les arguments paléomagnétiques indiquent sans équivoque l existence de mouvements relatifs entre des blocs rigides à cette période. La ceinture du Limpopo (chapitre 6) est un bon exemple de ces domaines Le magmatisme basique A l intérieur des cratons, on observe souvent un important magmatisme basique. Le plus souvent, il prend la forme de filons de dolérites, qui hachent les terrains anciens ; il n est pas rare de voir plusieurs jeux de filons, chacun avec sa direction structurale. Ces filons sont souvent impressionnants, pouvant atteindre des dizaines de mètres d épaisseur, et se suivre sur des kilomètres sur le terrain. Parfois, les magmas basiques, probablement piégés dans des niveaux particuliers de la croûte, forment des complexes basiques plutoniques. Ils dévellopent alors des litages complexes, qui témoignent de processus d évolution de la chambre magmatique. Le plus bel exemple de ces objets est le Complexe du Bushveld, chapitre 7. 7

14 1 Dates et lieux 1.4 Quelques repères chronologiques Pour ne pas se perdre dans le Précambrien, on peut avoir en tête les dates suivantes 1 (en italique, les objets visités au cours de cette excursion) : L Hadéen : des preuves indirectes au mieux Ga Formation de la Terre : 4.56 Ga Plus vieux minéraux connus : zircons de Jack Hill, 4.4 Ga Plus vieilles roches connues : Gneiss d Acasta (Province de l Esclave, Nord du Canada), 4.04 Ga 2 L Archéen : la construction des premiers blocs continentaux Ga Plus vieux sédiments connus, et plus ancien fragment continental de taille utilisable : CRV d Isua, Groenland. 3.8 Ga Plus anciennes roches en Afrique : Ga, au Swaziland (bloc de Barberton) Premières traces indirectes de vie : signatures isotopiques du Carbone à Isua (3.8 Ga), contestées 3. Premiers fossiles : stromatholites et cyanobactéries, 3.5 Ga (dans le Pilbara) 4 Construction du bloc de Barberton, Ga Ceinture du Limpopo (premiers épisodes), 2.65 Ga Fin de l Archéen : par convention, 2.55 Ga Le Protérozoïque : mouvements et collisions de continents Ga Deuxième jeu de la ceinture du Limpopo, mise en place du complexe du Bushveld : 2.05 Ga Transition vers une atmosphère oxydante, env. 2.0 Ga Apparition des eucaryotes, env. 2.0 Ga Premières ophiolites reconnaissables, 1.1 Ga Premiers schistes bleus et éclogites préservés, 0.8 Ga Orogénène panafricaine et construction du Gondwana, Ga Le Phanérozoïque : la Terre telle qu on la connaît Ga Apparition de la coquille, début des temps fossilifères, Cambrien : 0.6 Ga Orogénèse hercynienne : 0.3 Ga Pangée, extinction Permienne : 0.25 Ga Orogénèse alpine : 0.1 Ga L homme : Ga 1 L unité de temps habituelle est le milliard d années, Ga 2 grosses enclaves d orthogneiss dans des roches plus jeunes 3 Valeurs δ 13 C négatives, comme en produisent les êtres photosynthétiques actuels 4 La photosynthèse existait donc dès cette époque, même si l atmosphère restait réductrice et pauvre en O 2. 8

15 Bibliographie Bibliographie H. Martin, F. Albarède, P. Claeys, M. Gargaud, B. Marty, A. Morbidelli, and D.L. Pinti. Building a habitable planet. In M. Gargaud, P. Claeys, P. Lopez-Garcia, H. Martin, T. Montmerle, R. Pascal, and R. Reisse, editors, From suns to life, Earth, Moon and Planets, pages Springer,

16 2 Quelques roches précambriennes typiques Dans les gneiss du domaine NW Histoire géologique Structure d ensemble Lithologies Présentation générale La Zone Supérieure (Upper Zone, UZ) Formation des chromites La plupart des roches que l on trouve dans les terrains précambriens n ont en fait rien de spécial ; ce sont des granites, des laves (basaltiques ou rhyolitiques), ou encore des sédiments détritiques. La spécificité du Précambrien vient de quelques aspects : Les roches qui sont manquantes : éclogites, schistes bleus (et andésites dans l Archéen) ; Les proportions des différents types de roches : les carbonates par exemple existent, mais sont rares à l Archéen ; Les structures et les dispositions des roches (cf. chapitre 3 ; Les quelques types de roches qui, quand même, n existent que (ou surtout) dans le Précambrien. Trois types de roches, typiquement précambriennes, méritent d être décrites avec un peu plus de détails : Les orthogneiss gris, sodiques, appelés TTG (tonalites trondhjémites granodiorites). Ce sont les roches plutoniques les plus communes de l Archéen, puis elles se raréfient progressivement durant le Protérozoïque, et sont virtuellement absentes au Phanérozoïque. Un groupe de laves ultra-mafiques, les komatiites. Elles sont assez communes à l Archéen et disparaissent peu à peu, pour devenir exceptionnelles après 2.0 Ga 1. Des sédiments chimiques, les BIF (Banded Iron Formations. Très abondants au début du Protérozoïque, ils sont présents dans l Archéen, et se raréfient à partir de 2.0 Ga environ. 1 Il en existe quand même un exemple crétacé sur l île de Gorgona, dans le Pacifique

17 2.1 Les orthogneiss TTG 2 Quelques roches précambriennes typiques Fig. 2.1: Trondhjémites du pluton de Stolzburg, 3.45 Ga, région de Barberton Fig. 2.2: Gneiss TTG très déformés de Sand River, environ 3.1 Ga, près de Musina, Limpopo Belt Le socle des cratons archéens (70 à 80 % du volume) est formé d un complexe de gneiss gris. Il s agit d orthogneiss, généralement polyphasés et déformés, souvent migmatitiques Caractéristiques Ces gneiss sont bien caractérisés à la fois au plan minéralogique et chimique (Martin, 1994) : a. Minéralogie Sur le terrain, il s agit de granitoïdes riches en plagioclases (diorites, tonalites, granodiorites). On utilise aussi le nom de trondhjémite (tonalite leucocrate) ; d où le nom de série TTG (tonalite trondhjémite granodiorite). Ce sont des roches à quartz (20 35%), où le feldspath alcalin est rare ou absent (1 à 5%), le seul feldspath présent étant le plagioclase (45 60 %) (oligoclase à andésine : An ). Les minéraux sombres (moins de 15%) sont la biotite (5 15%) et la hornblende verte (1 à 2 %). Les minéraux accessoires, abondants (0,5 à 1,5 %), sont l épidote, le sphène, le zircon et l allanite. Ces caractéristiques opposent donc les gneiss TTG aux granitoïdes connus à l heure actuelle, qui sont marqués par une série de différenciations calco-alcalines, avec un enrichissement progressif en feldspath potassique, et un plagioclase moins abondant qui est en général de l albite (An ). 11

18 2 Quelques roches précambriennes typiques Q K Tdh CA CA Tdh Ab Or Na Ca Fig. 2.3: Triangles normatif (Q)uartz-(A)l(b)ite-(Or)those (à gauche) et chimique Na-K-Ca (à droite) montrant la spécificité de la série TTG ( Tdh ) comparée à la série calco-alcaline classique ( CA ). Martin (1994) b. Eléments majeurs La chimie des éléments majeurs donne des résultats similaires : les TTG sont des granitoïdes riches en Na et pauvres en K (ce qui est marqué par leur enrichissement en plagioclase et l absence de feldspath alcalin), avec des rapports K/Na < 0,5. Ce sont des granitoïdes metalumineux (A/CNK 1) ; leur Mg# est de 0,4 à 0,5. On retrouve là aussi la même opposition avec les granitoïdes calco-alcalins contemporains (K/Na > 0,7). c. Eléments en traces Les teneurs en éléments en traces sont également caractéristiques. Une des plus évidentes caractéristiques des TTG est leur spectre de terres rares très fractionné (La/Yb N = 30 50), avec un enrichissement marqué en terres rares légères (La N = ) et, à l inverse, de très faibles teneurs en terres rares lourdes (Yb N = 1 5). Ces roches ne présentent pas d anomalie en Eu. A l inverse, rappelons que les granitoïdes calco-alcalins actuels ont des spectres de terres rares moins fractionnés, avec un moindre enrichissement en terres rares légères, des terres rares lourdes plus abondantes (Yb N > 10) et une anomalie négative en Eu bien marquée. Dans une moindre mesure, les autres éléments en trace ont aussi des teneurs caractéristiques (Sr/Y > 50 ; etc.) 12

19 2 Quelques roches précambriennes typiques La N Yb N ROCK / CHONDRITES Average Archaean TTG A La Ce Nd SmEu GdTb Dy Er Yb Lu B Average post 2.5 Ga granitoid La Ce Nd Sm Eu Gd Tb Dy Er Yb Lu (Yb N ) Fig. 2.4: Comparaison des valeurs (La Yb) N et Yb N pour les TTG archéennes (noir), et les granites juvéniles post-archéens (blanc). Ces variables permettent de quantifier la forme des spectres de terres rares (encart). Ce diagramme montre une opposition forte entre les deux types de magmas (Martin, 1994) Pétrogenèse La pétrogenèse des TTG est maintenant bien contrainte, à la fois par des études géochimiques et de pétrologie expérimentale. Les principaux arguments géochimiques utilisés sont synthétisés ici : a. Source du magma primitif Le magma primitif de l ensemble des gneiss TTG peut être considéré comme une tonalite dont il est possible de remonter à la source : Les rapports isotopiques des TTG sont proches de ceux du manteau (I (Sr) = 0,701 0,703 ; ɛ Nd = +4 à -3). Ceci implique, soit une source mantellique, soit une source qui ne s est séparée du manteau que peu de temps avant la formation des TTG. Les rapports Na/K élevés suggèrent une source présentant déjà de telles caractéristiques (basalte). 13

20 2 Quelques roches précambriennes typiques Stage 1 Stage 2 Stage 3 MANTLE THOLEIITE Residue Hbl+Grt+Cpx+Ilm±Pl TONALITIC MAGMA Cumulate Hbl+Ilm±Pl PM PM T.T.G. SUITE FC Fig. 2.5: Modèle pétrogénétique pour la formation des TTG (Martin, 1994). PM : fusion partielle ; FC : cristallisation fractionnée. L appauvrissement marqué en terres rares lourdes et en Y impose de laisser au résidu des phases avec un coefficient de partage élevé pour ces éléments. Le plus vraisemblable semble le grenat. En revanche les valeurs de Sr élevées indiquent plutôt des conditions telles que le plagioclase n était pas stable. Enfin, la modélisation géochimique a permis de démontrer que, à la fois en ce qui concerne les éléments majeurs et en traces, il est possible de former un magma ayant toutes les caractéristiques du magma source des TTG en fondant un basalte tholéitique archéen, dans des conditions telles que le grenat soit stable et présent au résidu. Le taux de fusion est de 10 à 30% ; le résidu se compose de clinopyroxène, grenat et ilménite. Finalement, il a été retrouvé (dans des kimberlites) des enclaves d éclogites à clinopyroxène et grenat. Ces enclaves ont des compositions qui correspondent parfaitement à des résidus de fusion de basaltes archéens (Rollinson, 1997), ce qui confirme le modèle de fusion d un basalte avec résidu éclogitique. On peut donc admettre que la série TTG s explique par la cristallisation d un magma issu de la fusion partielle de basaltes hydratés, dans des conditions permettant la stabilité du grenat. b. Apports de la pétrologie expérimentale Les études de pétrologie expérimentale ont confirmé ce modèle (commpilation dans Moyen and Stevens, 2006). La fusion expérimentale d amphibolites dans des conditions entre 10 et 30 Kb, et 900 à 1100 C, donne des liquides de composition TTG, avec du grenat au résidu. Les teneurs en éléments en trace des liquides ainsi formés sont elles aussi compatibles avec une telle origine. 14

21 2 Quelques roches précambriennes typiques Fig. 2.6: (a-c) : Diagrammes de Harker représentant des liquides expérimentaux ( TTG melts ) obtenus par fusion partielle de basaltes ( Basalt ). Les basaltes se situent sur une ligne entre les TTG et les éclogites, ce qui confirme que les éclogites peuvent être considérées comme les restites de la fusion partielle du basalte. (d-f) : Même diagramme, utilisant des basaltes et des TTG de Sierra Leone (Rollinson, 1997). 15

22 2 Quelques roches précambriennes typiques Site géodynamique de formation De telles conditions pétrogénétiques peuvent être réalisées dans différents sites géodynamiques. (a) (c) (b) (d) (e) Fig. 2.7: Sites géodynamiques possibles pour la formation de magmas TTG. (a) Fusion dans une croûte océanique subductée, subduction fortement pentée. (b) Fusion de basaltes sousplaqués dans une zone de subduction. (c) Fusion dans une zone de subduction moins pentée (la fusion a lieu dans une zone plus large). (d) Empilement d écailles de croûte océanique, et fusion à la base de cette pile. (e) Fusion à la base d un plateau océanique intra-plaque Fusion en base de croûte continentale de matériaux basaltiques sous-plaqués. Ce modèle implique une croûte légèrement épaissie (40 à 50 km), qui n est pas incompatible avec les conditions archéennes. C est sans doute à une situation analogue que sont dûs des granitoïdes miocènes d affinité TTG dans les Andes (Atherton and Petford, 1993). Fusion à la base d un grand plateau basaltique intra-océanique de type Ontong- Java. Cette hypothèse renvoie à des contextes géodynamiques de type point chaud, où le panache mantellique serait responsable du sous-placage de matériaux basaltiques, puis de leur refusion donnant naissance aux TTG. Un analogue actuel serait l Islande ou les Kerguelen (cf. par exemple Bédard, 2006). Le dernier modèle considère la fusion d une plaque océanique subductée. Dans ce modèle, en raison des gradients thermiques plus élevés qui régnaient à l Archéen, une plaque océanique subductée arrive à traverser le solidus des basaltes 16

23 2 Quelques roches précambriennes typiques P kbars 30 AND A C Ta HAS TOK ARCHEAN 20 Z G 10 H Tr Dry solidus 5% water solidus T C Fig. 2.8: Diagramme P T indiquant les solidus sec et hydraté des basaltes, ainsi que les réactions de déshydratation de la croûte plongeante (A, C, Ta, Z, H, Tr). Le champ de stabilité du grenat (G) est aussi indiqué. Des TTG ne se forment que si le basalte peut fondre avant de se déshydrater, dans le champ de stabilité du grenat, c est à dire dans le champ gris. Alors que le géotherme le long d une plaque subductée archéenne traverse ce champ, il n en va pas de même pour les géothermes actuels (pointillés) (Martin, 1994)). hydratés avant que ne débutent les réactions de déshydratation (l inverse de la situation actuelle, où la déshydratation précoce de la plaque plongeante empêche sa fusion).la possibilité d une telle fusion est débattue ; les modèles thermiques, ambigus, n arrivent pas à donner de réponse définitive. Un autre argument intéressant est l existence d analogues modernes des TTG : ces roches, nommées adakites (Synthèse dans Martin, 1999) n existent que dans les zones de subduction, à l aplomb d une croûte subductée jeune (par exemple subduction d une dorsale océanique). Dans ces conditions, la croûte subductée est jeune et chaude, et les conditions thermiques archéennes sont localement recrées. Dans la mesure où on ne connaît à l heure actuelle des équivalents de TTG que en contexte de subduction chaude, on peut considérer qu il est vraisemblable que le contexte ait été analogue durant l Archéen. De nombreuses solutions intermédiaires sont possibles ; par exemple ce pourraient être des plateaux basaltiques type point chaud qui rentreraient en subduction, ce qui expliquerait les épisodes de croissance rapide de la croûte ; ou encore, des noyaux continentaux formés par l un des deux premiers modèles pourraient servir de point d ancrage focalisant les subductions, et localisant sur ses marges la croissance crustale. 17

24 2 Quelques roches précambriennes typiques N A Nazca Plate Tmy>15 5<Tmy<15 0<Tmy<5 Chile ridge Latitude S B South American Plate Volcanic gap Antarctic Plate Trench Yb N or Y/2.4 Fig. 2.9: Formation des adakites dans le Sud du Chili. La carte de gauche indique l âge (qui est directement relié à la température) de la lithosphère qui entre en subduction. Quand elle est assez jeune (< 15 Ma), les magmas formés à l aplomb de la subduction présentent des valeurs Yb N faibles, caractéristiques des adakites (à droite). Ceci démontre qu une lithosphère assez jeune et chaude peut fondre, à l inverse d une lithosphère plus vieille, qui ne peut que se déshydrater (Martin, 1999) Complexité des TTG Les études plus récentes sur les TTG ont amené à s apercevoir que ce nom recouvre en fait une variété bien plus grande que ce que l on imaginait. Plusieurs subtilités sont le sujet de discussions en ce moment : Certaines des TTG présentent des teneurs en Ni, Cr et des Mg# nettement supérieures à celles des TTG typiques ; les données expérimentales de Rapp et al. (2000) montrent que de telles roches peuvent se former en faisant interagir un magma issu de la fusion partielle de basaltes hydratés avec des péridotites. Si on revient un moment aux adakites, il s avère que les adakites naturelles ont systématiquement des Mg#, Ni et Cr plus élevés que les magmas expérimentaux de fusion des basaltes, ce qui suggère l implication du manteau dans leur genèse (réactions métasomatiques lors de la montée de ces magmas?). Il semble donc possible que certaines des TTG au moins aient interagit avec le manteau (ou en tout cas des roches ultra-basiques) lors de leur ascension : de telles interactions peuvent facilement s envisager dans un contexte de subduction chaude (Martin and Moyen, 2002), ou plus exactement, dans n importe quel contexte où du basalte fond (dans le champ de stabilité du grenat) en des- 18

25 2 Quelques roches précambriennes typiques sous d un morceau de manteau (cf. figure 3.7 page 47 pour un autre modèle géodynamique répondant à ces contraintes). CaO % MgO % SiO2 % SiO2 % Fig. 2.10: Comparaison entre les compositions des adakites (cercles noirs) et celles des TTG (champ grisé). Alors que ces compositions sont analogues pour la majorité des éléments (exemple de CaO, à gauche), les teneurs en éléments de transition des adakites sont significativement plus élevées que celles des TTG (MgO, à droite). Ceci est interprété comme une preuve d interactions entre les magmas adakitiques et le manteau sus-jacent. De telles interactions pourraient avoir existé à l Archéen (Martin, 1999). Dans certaines TTG les données isotopiques suggèrent l implication d une ancienne croûte continentale (Berger and Rollinson, 1997). Les données géochmiques (éléments en traces) sur les TTG du Pilbara (Champion and Smithies, 2007) suggèrent aussi qu une partie de ces roches se soient formées à partir de sources déjà continentales. Certaines TTG reflèteraient donc le recyclage de croûte déjà existante plutôt que des nouveaux apports, et se seraient donc formées au sein de blocs continentaux déjà évolués. Enfin, la compilation de données expérimentales sur la formation de liquides TTG (par fusion de basaltes) montre une opposition fondamentale, entre les tonalites (liquides de relativement haute teméprature, et basse pression), et les trondhjémites (basse température, mais haute pression). Je pense que ces deux composants, qui ne se trouvent normalement pas mélangés dans un pluton donné, reflètent des conditions géodynamiques différentes (Moyen et al., 2007). Ainsi, si les TTG présentent globalement une certaine homogénéité sans doute liée à des processus pétrogénétiques similaires, il existe des différences chimiques de détail à l intérieur de cette famille, reflétant des différences de sources ou de genèse. La signification de ces différences, qui commencent à être reconnues en différents lieux, ainsi que leur interprétation en terme de contexte de formation, reste à établir! Selon les conclusions auxquelles on arrive quant au site de formation des TTG, on voit qu on va en tirer des conséquences très différentes sur la géodynamique de l Archéen. Opposer, par exemple, les modèles de Moyen et al. (2007) et Bédard (2006). 19

26 2 Quelques roches précambriennes typiques Solidus Plag out Amp out Gt in High-P melting Tonalite Trondhejmite Granodiorite Granite P (kbar) T ( C) Low-P melting Fig. 2.11: Nature des liquides formés par la fusion de basaltes selon les conditions P T. Une différence fondamentale sépare tonalites et trondhjémites (Moyen et al., 2007) 20

27 2.2 Les komatiites 2 Quelques roches précambriennes typiques Fig. 2.12: Affleurement de komatiites en Abitibi, Province du Supérieur, Canada (photo : C. Nicollet, free.fr/). Il est formé d un empilement de coulées, maintenant verticales (la région est fortement plissée). Fig. 2.13: Texture spinifex (niveau A2) dans les kiomatiites d Abitibi (photo : C. Nicollet, Une des lithologies les plus typiques des ceintures de roches vertes est représentée par des assemblages de roches volcaniques, basiques (basaltes tholéitiques) ou ultrabasiques (komatiites). Les komatiites sont des laves ultra-mafiques, dont le minéral dominant est l olivine. Comme leur nom l indiquent, elles ont été définies près de la rivière Komati, en Afrique du Sud dans la région de Barberton (Viljoen and Viljoen, 1969) (elles ont près de 3.5 Ga à cet endroit). Même dans ces assemblages, les komatiites sont un composant mineur, les laves les plus abondantes sont des basaltes, éventuellement un peu plus magnésiens que la normale Caractéristiques de terrain et textures Les komatiites forment en général des coulées ou des empilement de coulées. Chaque coulée individuelle est assez fine, de l ordre du mètre (ce qui suggère une viscosité faible, liée à une température de mise en place élevée). Les komatiites forment assez facilement des pillow-lavas (témoignant d une mise en place aquatique) ; on observe souvent entre les coulées des intercalations de tufs hydromagmatiques ou de sédiments océaniques (cherts en particulier). 21

28 2 Quelques roches précambriennes typiques a. Les coulées de komatiites Individuellement, chaque coulée présente une succession de textures. De haut en bas (figure 2.14, on reconnaît habituellement : Fig. 2.14: Coupe idéalisée dans une coulée de komatiites (Arndt, 1994). Description dans le texte. Croûte figée, microgrenue ou vitreuse ; Unité A, formée de roche à texture spinifex. Le Spinifex est une graminée australienne, qui pousse dans le Pilbara en particulier. En pétrologie, on utilise ce terme pour désigner une texture formée de grands (centimétriques à décimétriques) cristaux d olivine aciculaire, dendritique (figure 2.15). On distingue les unités A 2 ( random spinifex, sans orientation préférentielle) et A 3 ( plate spinifex, cristaux parallèles). Unité B, formée de roches à texture cumulative ; soit sous forme d aiguilles d olivine spinifex empilées (unité B 1 ), soit de cristaux automorphes. b. Origine des textures spinifex Les textures des komatiites sont des textures liées à un refroidissement rapide (éruption à haute température, surtout en milieu aquatique). Les spinifex sont des dendrites de croissance, c est à dire des minéraux qui ont grandi très vite, probablement dans un milieu en surfusion. Elles grandissent à partir d un germe. Lorsqu une coulée de komatiite se met en place à la surface, elle est à des températures plus élevées que son liquidus et se trouve en surfusion. La partie externe fige immédiatement en une croûte gelée. A partir de cette croûte, des dendrites d olivine grandissent ; elles grandissent plus vite dans des directions 22

29 2 Quelques roches précambriennes typiques Fig. 2.15: Différents aspects des textures des komatiites. (a) : bordure figée d une coulée ; (c) à (e) : texture spinifex ; (f) : cumulat à olivine. Les cristaux d olivine apparaissent de couleur claire sur ces photographies (Arndt, 1994). Fig. 2.16: Formation des textures dans une coulée komatiitique (source inconnue) privilégiées (perpendiculaire à la surface de la coulée, c est à dire le long du plus grand gradient thermique). Certains de ces cristaux spinifex peuvent se décrocher du toit, et s accumuler en dessous, formant ainsi la zone à spinifex cumulatif. Plus bas, plus loin de l environnement extérieur froid, le refroidissement est moins rapide ; les cristaux d olivine qui se forment ont une forme normale, trapue. On forme ainsi un cumulat à olivine automorphe. 23

30 2 Quelques roches précambriennes typiques Al-undepleted Al-depleted SiO TiO FeO (T) MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O Tab. 2.1: Compositions chimiques de deux exemples de komatiites (référence inconnue) Composition et origine a. Des laves ultra-magnésiennes Les caractéristiques majeures des komatiites sont leur nature basique (SiO 2 < 50%), et magnésienne (MgO > 25%). Seule une source ultra-basique (manteau) permet de former des laves aussi mafiques. Les faibles teneurs en éléments incompatibles (K 2 O par exemple) et les fortes teneurs en MgO montrent que le taux de fusion était important, entre 30 et 60 %. Les komatiites sont des magmas secs (bien que quelques travaux évoquent des komatiites riches en eau, mais peu de personnes semblent convaincues). Pour atteindre à sec un tel taux de fusion, il faut faire fondre le manteau à des températures élevées (températures potentielles 2 du manteau de C, ce qui correspond à C vers 200 km de profondeur). 2 La température potentielle du manteau est une température corrigée de la pression, c est à dire la température que ce manteau aurait en surface si il se décomprimait de façon adiabatique 24

31 2 Quelques roches précambriennes typiques Fig. 2.17: Température nécessaire pour former des laves magnésiennes dans le manteau (Lesher, 2006, Penrose meeting. Présentation disponible à ~dxt038000/platetectonics/presentations.htm) Fig. 2.18: Trajectoire P T de remontée des magmas komatiitiques (Arndt, 1994). 25

32 2 Quelques roches précambriennes typiques b. Deux types de komatiites Comme le montre la table 2.1, il existe en fait deux types différents de komatiites, différenciées par des teneurs en Al 2 O 3 différentes. On parle de komatiites appauvries en Al ou komatiites non appauvries en Al. L appauvrissement en Al (qui est corrélé à des plus faibles teneurs en Y, Yb, etc.) montre que ces liquides ont coexisté avec des minéraux qui ont piégé Al et les terres rares lourdes, c est à dire avec du grenat : il s agit donc de roches formées en équilibre avec du grenat. Si tout le monde s accorde sur cette observation, les implications en terme de conditions de fusion, et de dynamique du manteau, sont moins concordantes. En effet, trois paramètres affectent la présence ou non de grenat au résidu : La composition du manteau lui-même (plus ou moins alumineux) ; La profondeur (le grenat est stable entre environ 30 et 100 km de profondeur) ; Le taux de fusion (plus la réaction de fusion progresse, et plus le grenat est détruit). Différents modèles font appel à des combinaisons de ces trois effets pour expliquer les différences entre les komatiites Implications sur les conditions mantelliques a. Le manteau archéen Les magmas komatiitiques se sont formés dans le manteau, à des températures potentielles de plus de 1600 C 3. Ce sont des températures très élevées : dans la Terre actuelle, les températures potentielles maximales, dans des laves de points chauds, ne dépassent pas 1520 C. Même dans la Terre Archéenne, à plus forte production de chaleur, il est probable (bien que les modèles soient ambigus) que ce n était pas la température générale du manteau : si tel était le cas, le manteau archéen aurait été fondu à peu près en permanence, ce qui semble impossible (on a des preuves isotopiques de séparation très précoce de réservoirs mantelliques, de fraction du manteau qui ont évolué sans se mélanger au reste, ce qui serait difficile à obtenir dans un manteau liquide). On peut donc proposer les deux conclusions suivantes : 3 C est à dire à des températures réelles qui varient avec la profondeur mais peuvent atteindre 2000 C. 26

33 2 Quelques roches précambriennes typiques Les komatiites se sont formées dans des contextes anormalement chauds du manteau archéen : zones de remontées mantelliques, type point chaud. Les points chauds archéens (et l ensemble du manteau, sans doute) étaient plus chaud de 100 à 200 que leurs équivalents actuels. Fig. 2.19: Températures potentielles maximales de l Archéen à l actuel (Lesher, 2006, Penrose meeting. Présentation disponible à PlateTectonics/presentations.htm). b. Implications géodynamiques Le rôle des points chauds à l Archéen Les komatiites sont un composant mineur, mais fréquent des ceintures de roches vertes, en particulier de leur base (niveaux les plus anciens). Il semble donc que les points chauds aient été communs, voire systématiques à l Archéen, et que l évolution de la majeure partie des fragments préservés ait débuté dans un tel contexte. La fin de l Archéen D après les données sur l évolution séculaire des laves magnésiennes (figure 2.19), il semble qu il existe une différence fondamentale entre les conditions dans le manteau à l Archéen et ensuite : les données préservées semblent montrer une différence importante entre la situation pré- et post-2.5 Ga (du moins, en supposant que les 27