Évolution géodynamique à l’Archéen du Complexe du Ntem (Craton du Congo, Cameroun): Études

Évolution géodynamique à l’Archéen du Complexe du Ntem (Craton du Congo, Cameroun): Études

structurales, géochronologiques et géochimiques des terrains à granitoïdes et ceinture de roche verte de

Sangmélima

Thèse présentée par Joseph Martial AKAME

en vue de l’obtention du grade académique de docteur en Sciences Année académique 2020-2021

Sous la direction de la Professeure Vinciane DEBAILLE, Promotrice

Département Géosciences, Environnement et Société Laboratoire G-Time (Géochimies isotopiques)

Jury de thèse :

Nadine Mattielli (Université libre de Bruxelles, Présidente du Jury) Karen Fontijn (Université libre de Bruxelles, Secrétaire du Jury) Vinciane Debaille (Université libre de Bruxelles, Promotrice)

Marc Poujol (Université de Rennes 1, Geosciences Rennes, Lecteur)

Oscar Laurent (Université de Toulouse III, Géosciences Environnement

Toulouse - UMR5563-CNRS-UPS-IRD-CNES, Lecteur )

RÉSUMÉ

La période de transition Archéen-Paléoprotérozoïque (3000–2500 Ma) est cruciale pour la compréhension des mécanismes d’évolution de la Terre, car cette période enregistre des événements géologiques majeurs comme l’événement de grande oxygénation de l’atmosphère, l’évolution séculaire de la nature de la croûte et le début de la tectonique des plaques. Une région particulièrement appropriée pour étudier l’évolution géodynamique de la transition Archéen-Paléoprotérozoïque se situe dans le craton du Congo(Archéen-Paléoprotérozoïque). Elle présente des évidences de structure anciennes comme les ceintures de roches vertes associées des TTG (tonalite-trondhjemite-granodiorite) ainsi que les plus vielles évidences de roches métamorphiques de haute pression (éclogites).

Ce travail de thèse est consacré à l’étude tectonique et de l’évolution géodynamique des terrains à granitoïdes et ceinture de rochesPuis-que vertes de Sangmélima ou « Sangmelima granite-greenstone terrains (SGB) » au sein du Complexe du Ntem (> 2500 Ma), partie nord-ouest du craton Congolais au Cameroun. La structure globale du complexe est encore mal contrainte, nous avons réévalué les structures du Complexe du Ntem par une analyse détaillée des trajectoires de la foliation et construi des coupes géologiques à l’échelle régionale. Dans la SGB, les principales unités lithologiques ont fait l’objet d’une étude de terrain détaillée, mettant l’accent sur l’analyse structurale et lithostructurale et permettant de distinguer plusieurs phases de déformations associées à la fusion partielle des roches du socle. La pétrogenèse et le contexte géodynamique de formation des granitoïdes et des roches mafiques sont contraints par l’étude géochimique comprenant la caractérisation des systèmes isotopiques

Lu–

Hf et

Sm–

Nd des échantillons provenant des différentes unités lithologiques de la région de Sangmélima. Les contraintes temporelles du magmatisme, de l’anatexie, du métamorphisme et de la déformation ont été obtenues par datation U-Pb sur zircon au LA-ICP-MS, par datation Sm-Nd sur grenat à l’ICP-MS et par datation chimique U-Th-Pb sur monazite à la microsonde électronique.

La SGB est principalement composée de charnockites et d’une série de TTG (tonalite-trondhjemite- granodiorite) associés à de nombreuses enclaves ou filons basiques. L’ensemble des analyses tectoniques et géochimiques ont permis de mettre en évidences que ces roches felsiques et mafiques, se sont mises en place entre 2950 et 2850 Ma, ont été par la suite impliquées dans une orogenèse d’accrétion induite par un raccourcissement subhorizontal E-W et un étirement subvertical entre 2,84 et 2,82 Ga. Cette déformation D

est associée à la migmatisation des TTG, synchrone à un métamorphisme dans le faciès des granulites et à la mise en place des monzogranites syncinématiques dans les charnockites. Le second évènement tectonique D

est synchrone de la mise en place des granites tardifs plus riches en potassium, du plissement des structures D

, et du développement des zones de cisaillement C

. Cette tectonique à régime transpressif est datée vers 2,75–2,74 Ga. Enfin, la mise en place des dykes de dolérites vers 2,72 Ga au cours de l’évènement tardif D

marque le changement du régime tectonique, passant de la compression à l’extension.

La synthèse de l’ensemble des résultats conduit à la reconstruction de l’histoire tectonique de la ceinture de roches vertes et TTG de Sangmélima. En outre, nous proposons un modèle d’évolution géodynamique globale du Complexe du Ntem depuis l’extraction de la protocroûte paléoarchéenne jusqu’à la fin de la cratonisation.

Mots clés : Complexe du Ntem ; craton du Congo ; tectonique ; géochronologie ; géochimie sur roche

totale ; systèmes isotopiques

Lu–

Hf et

Sm–

Nd ; Archéen

ABSTRACT

The Archaean-Paleoproterozoic transition period (3000–2500 Ma) is crucial for the understanding of the Earth's evolutionary mechanisms, as it records major geological events such as the high oxygenation of the atmosphere, secular evolution of crustal nature and the onset of plate tectonics. A particularly suitable region for studying the geodynamic evolution of the Archean-Paleoproterozoic transition is located in the Congo Craton (Archean-Paleoproterozoic). Here we find evidence of ancient structures such as greenstone belts associated with TTGs (tonalite-trondhjemite-granodiorite) as well as the oldest evidence of high- pressure metamorphic rocks (eclogites).

This thesis is devoted to the study of tectonics and geodynamic evolution of the Sangmelima granite- greenstone terrains (SGB) within the Ntem Complex (> 2.5 Ga), northwestern part of the Congo craton in Cameroon. Since the general tectonic framework of the complex is poorly known, we have reappraised the structures of the Ntem Complex through a detailed analysis of the foliation trajectories and constructed geological cross-sections at regional scale. In the SGB, we constructed a map of the foliation trajectories using aeromagnetic images and our own observations, and carrie detailed structural analysis. Both the petrogenesis and the geodynamic setting for the formation of granitoids and mafic rocks are constrained by whole-rock geochemical and

Hf–

Nd isotopic studies. Time constraints of magmatism, anatexis, metamorphism and deformation were obtained by U-Pb LA-ICP-MS zircon dating, MC-ICP-MS Sm-Nd garnet dating and CHIME-EPMA U-Th-Pb monazite dating.

The SGB is mainly composed of charnockites and TTG (tonalite-trondhjemite-granodiorite) series associated with numerous mafic enclaves or dykes. All the tectonic and geochemical analyses have shown that these felsic and mafic rocks, formed between 2950 and 2850 Ma, were subsequently involved in an accretionary orogeny induced by a subhorizontal E-W shortening and a subvertical stretching between 2.84 and 2.82 Ga. D

deformation synchronous with metamorphism in the granulite facies condition associated with the migmatisation of TTG and the emplacement of synkinematic monzogranite dyke in the charnockites. The second tectonic event D

occurs during the emplacement of the later high-K granites, the folding of structures D

, and the development of shear zones C

. This transpressive tectonic event is dated at around 2.75–2.74 Ga. Finally, the emplacement of the dolerite dykes at ca. 2.72 Ga during the late event D

indicates the transition of the tectonic regime from compression to extension.

The synthesis of all results leads to the reconstruction of Sangmelima granite-greenstone terrain tectonic history. In addition, we propose a global geodynamic evolution model of the Ntem Complex from the extraction of the Paleoarchean proto-croute to the end of the Neoarchean cratonisation.

Keywords: Ntem Complex; Congo craton; tectonics; geochronology; whole-rock geochemical;

Lu–

Hf

and

Sm–

Nd; Archaean

À ma fille, Rosemary Akame dans tous les sens du terme.

Pour ma grand-mère Jeanne, toujours.

REMERCIEMENTS

Ha ! Que c’est difficile d’écrire ces pages…

Je tiens tout d’abord exprimer toute ma profonde gratitude à ma directrice de thèse, Vinciane Debaille, pour la chance qu’elle m’a donnée de réaliser ce doctorat et a su voir en moi un apprenti chercheur prometteur. Vinciane, ton extrême bienveillance fait de toi une encadrante exceptionnelle qui est à l’écoute tant pour les problèmes scientifiques qu’humains. J’ai trouvé en elle une promotrice qui ne m’a jamais imposé ni ses idées, ni ces choix, ni la conduite de mon travail, mais a toujours su être une bonne guide aux moments importants de mon parcours. Merci beaucoup, Vinciane de m’avoir appris tant de choses pendant toutes ces trois années passées à tes côtés. J’espère avoir été à la hauteur de la ta confiance.

Je suis reconnaissante aux membres du jury qui ont accepté de relire et évaluer ce travail : Marc Poujol et Oscar Laurent pour les discussions stimulantes, Nadine Mattielli, Karen Fontijn et Thierry De Putter pour leurs conseils patients et leurs rapports encourageants.

J’ai une pensée particulière pour les collaborateurs et co-auteurs lors des différentes phases de travail : Sébastien Owona pour ses discussions enrichissantes et sa fraternité, Elson P. Oliveira qui m’a appris comment répondre à l’éditeur, Marc Poujol en particulier pour la bonne qualité des analyses LA-ICP-MS U-Pb sur zircon et ses mails divertissants, Bernhard Schulz pour sa bonne maitrise de la pétrochronologie des monazites. Merci aussi à Denis Gapais qui m’a inspiré lors de notre première rencontre en novembre 2015 à Renne, lui c’est mon idole en Tectonique. Quel bonheur que d’avoir discuté géologie à de nombreuses reprises avec un des derniers dinosaures de la géologie africaine ! Jean-Paul Liégeois, sa culture et sa passion pour la géologie sont impressionnantes. Je remercie Denis Thiéblemont (BRGM) pour m’avoir offert gracieusement la carte géologique du Gabon avec notice explicative.

Encore un grand merci à Nadine (« Joseph, je pense que si tu place tous ces

structures dans un bloc diagramme 3D… ») et Karen pour leurs accompagnement et

encouragement toujours avec un sourire. Karen, j’espère que tu auras la chance d’assister

Merci à Camille François pour la relecture critique de ce manuscrit.

J’ai une pensée particulière pour le Professeur Joseph Mvondo Ondoa, qui m’a initié à la géologie structurale. Un grand merci au Prof Zo’o Zame et Prof Bisso pour leur soutient logistique encouragement lors de mes missions sur le terrain.

Je suis également très reconnaissant à l’encontre des techniciens de ce laboratoire, en particulier, Sabrina, Wendy et Jeroen pour la chimie. Merci à tous les trois pour l’aide apportée toujours avec le sourire. Geneviève m’a également apporté un coup de main et de précieux conseils pour la séparation des minéraux.

Le laboratoire de G-Time est un merveilleux écosystème dans lequel j’ai rencontré de beaucoup de bonnes personnes : mon colocataire de bureau, Cédric qui par son humour m’a mis du baume au cœur pendant ces trois ans, Kevin et son acolyte Christophe (là-bas c’est une autre science et je ne comprends rien…) , Hamed (avec ces météorites); Julien (il a sens d’humour), Aubry , Amdemichael, le clan des jeunes : Valentin, Jérôme et Lorenzo, et les filles (Nora, Nina, Amanda et Sibylle), et j’en oublie.

Un immense merci également à tous ceux qui m’ont soutenue au travers de ces années : Gisèle Nyanayne, Pierre Kala, Anita Mimvoue, Thierry Dubocquet, Célestin Bela, Achille Biwolé, Isidore Sibero, Welba Dansala (l’homme des situations compliquées), Parfait Mfombang, Lucien Boua et Stéphane Assembé.

Je ne sais pas comment remercier mes parents Judith et Jean-Daniel Meba pour leur soutien perpétuel pendant mes trop longues études. Je vous dis merci « akiba ».

Enfin, je remercie l’ensemble des membres de ma famille, nous sommes à peu près 150 personnes actuellement, excusez-moi de ne pas citer vos noms ici. Alors je vous dis juste, merci et merci encore pour tout !

Ce travail de thèse a bénéficié du Prix de Meurs-François pour sa finalisation, merci beaucoup pour ce grand soutien.

Nous remercions la Fédération Wallonie - Bruxelles internationale (WBI) pour

avoir financé une partie des missions de terrain grâce à une bourse de voyage (CFB)

TABLE DES MATIÈRES Résumé

Abstract

Remerciements

INTRODUCTION GÉNÉRALE……….………1

Chapitre 1. L’Archéen et Cadre géologique du Complexe du Ntem….……….………...5

1. La lithosphère continentale archéenne………..…6

1.1. Limites spatio-temporelles………...6

1.2. Conditions thermiques et profil rhéologique……….……….7

1.2.1. Flux de chaleur à l’Archéen……….………...7

1.2.2. Les lithologies archéennes………..9

1.3. Caractéristiques métamorphiques des terrains archéens………..16

1.4. Structures……….………....18

1.4.1. Caractéristiques structurales de la croûte supérieure……….19

1.4.2. Croûte inférieure archéenne………..25

1.4.3. Évolution du style tectonique………25

2. Le craton du Congo et le Complexe du Ntem………..29

2.1. Le bloc Ntem-Chaillu ou NW Congo Craton(NWCC)………...29

2.2. Le Complexe du Ntem………...31

2.2.1. Limites géographiques et unités lithologiques………..31

2.2.2. Géochimie et géochronologie………..………...…..34

2.2.3. Déformations et métamorphisme………...35

2.2.4. Potentiel en substances minérales………....…36

2.2.5. Modèles géodynamiques actuels………..……36

2.3. Synthèse et problèmatique………38

Chapitre 2. Méthodes………..……….40

1. Télédétection et cartographie aeromagnétique………41

1.1. Utilisation des images SRTM – LANDSAT……….41

1.1.1. Données………..……41

1.1.2. Techniques de traitement………..……..43

1.2. Méthodes d’interprétation des cartes magnétiques……….47

1.2.1. Données………..………..47

1.2.2. Principe fondamental et traitement des données aéromagnetiques ..………..…47

1.3. Travaux de terrain……….…….51

2. Géochimie sur roche totale et isotopique………..…....51

2.1. Analyse en éléments majeurs et en trace sur roche totale…….….51

2.2. Analyses isotopiques Sm–Nd et Lu–Hf………..51

2.2.1. Analyses isotopiques Lu–Hf et Sm–Nd sur grenat………….51

2.2.2. Techniques de mesure des isotopes

Sm-

Nd et

Lu-

Hf sur roche totale et traitement des données………52

3. Géochronologie………..………..54

3.1. Principes………...………..………..……54

3.2. Datation LA-ICP-MS U–Pb sur zircons………..………...56

3.3. Datation chimique U-Th-Pb sur monazite par microsonde électronique…..59

3.3.1. La monazite………..…59

3.3.2 Principe de la méthode EMPA-U-Th-Pb sur monazite……….59

3.3.3 Procédure analytique…………..………..……61

Chapitre 3. Études structurales………..………..…...67

1. Intégration des données de télédétection et aéromagnétiques pour la cartographie lithostructurale……...……….…...68

1.1. Présentation de l’Article #1 The Egyptian Journal of Remote Sensing and Space Sciences 22 (2019) 37–47………..…...68

1.2. Article #1. The Sangmelima granite-greenstone belts (South Cameroon): Integration of remote sensing and aeromagnetic data for structural interpretation. The Egyptian Journal of Remote Sensing and Space Sciences 22 (2019) 37–47………..69

2. Tectonique archéenne dans les terrains à granitoïdes et ceinture de roche verte de Sangmélima……….……….81

2.1. Présentation de l’Article #2 Journal of African Earth Sciences 168 (2020) 103872………....………....81

2.2. Archean tectonics in the Sangmelima granite-greenstone terrains, Ntem Complex (NW Congo Craton), southern Cameroon. Journal of African EarthSciences 168 (2020) 10387...82

Chapitre 4. LA–ICP–MS zircon U–Pb dating, Lu–Hf, Sm–Nd geochronology and tectonic setting of the Mesoarchean mafic and felsic magmatic rocks in the Sangmelima granitegreenstone terrane, Ntem Complex (South Cameroon)………98

1. Présentation de l’article#3 Lithos 372–373 (2020) 105 702.………….99

2. Article #3. LA–ICP–MS zircon U-Pb dating, Lu-Hf, Sm-Nd geochronology and tectonic settings of the Mesoarchean mafic and felsic magmatic rocks in the Sangmelima granite-greenstone terrane, Ntem Complex (South Cameroon). Lithos 372–373 (2020) 105702……...………...100

Chapitre 5. Monazite EPMA-CHIME dating of Sangmelima granulite

and granitoid rocks in the Ntem Complex, Cameroon:

Implications for Archean tectono-thermal evolution of NW

Congo Craton…………...………....128

1. Présentation de l’article # 4 soumis en novembre 2020 à Journal

of African Earth Sciences………...…..129

2. Article 4. Monazite EPMA-CHIME dating of Sangmelima granulite and granitoid rocks from the Ntem Complex, Cameroon: Implications for Archean tectono-thermal evolution of NW Congo Craton………...….148

Chapitre 6. Combined whole rock Hf-and Nd-isotope composition of Archean granitoids and mafic rocks from Sangmelima terranes, south Cameroon: Implication of crustal growth in the Ntem Complex, NW Congo Craton……….…173

1. Présentation de l’article# 5 en préparation………....174

2. Article #5. Combined bulk-rock Lu-Hf and Sm-Nd isotopic study of Archean granitoids and mafic rocks from Sangmelima terranes (Ntem Complex, south Cameroon): Geodynamic implications………..175

Conclusion générale et perspective………....201

1. Histoire géologique du terrain à granitoïdes et ceinture de roches vertes de Sangmélima……….202

2. Perspectives………..204

Bibliographie………...…207

ANNEXES………..….222

Annexe 1. Liste des figures.

Annexe 2. Tableau Données isotopiques U–Pb sur zircons séparés pour le granitite potassique (JA-1) et le Gneiss TTG (JA-3).

Annexe 3. Résultats des analyses U-Th-Pb microsonde des monazite sur lames minces

polies

INTRODUCTION GÉNÉRALE

La lithosphère continentale terrestre s’est formée, pour la plus grande partie, durant l’Archéen (4,0 – 2,5 Ga; e.g. Belousova et al., 2010; Dhuime et al., 2018). Cette croûte continentale archéenne précocement générée a été partiellement préservée (<25%) du recyclage dans un manteau terrestre, étant moins dense, et donc de meilleure

« flottabilité ». Elle représente donc un objet géologique important pour notre compréhension des processus de formation et de l’évolution de la Terre primitive, et contient aussi une grande part des ressources minérales qui sont connues à ce jour.

Cependant, les caractéristiques rhéologiques et géochimiques complexes des variétés de matériaux qui la composent ne rendent pas son étude, et encore moins sa compréhension plus triviale que celle de la lithosphère continentale moderne. La complexité des terrains archéens est étroitement liée aux processus magmatiques, métamorphiques et tectoniques qui les ont affectées au cours du temps. De nos jours, la géodynamique terrestre est gouvernée par la tectonique des plaques et en particulier la subduction qui est un phénomène clé de la croissance crustale. Bien que certaines observations géologiques et la pétrogenèse des granitoïdes (TTG) suggèrent l’existence d’une forme de subduction à l’Archéen (e.g. Moyen, 2011), les marqueurs de la subduction moderne sont très rares voir totalement absents à cette époque, ce qui suggère d’importantes différences avec la Terre actuelle (comportement rhéologique de la lithosphère contintentale, lithologies et mode d’évacuation de chaleur différents…).

La dynamique du manteau primitif marquée par de longues périodes de quiescence

alternées avec des périodes courtes d’activité géodynamique très intense a généré des

assemblages lithologiques quasiment identiques de roches vertes-TTG-granites qui

constitue les socles Précambriens. Malgré le nombre significatif de travaux sur les TTGs,

les mécanismes de formation de ces roches représentent toujours un débat scientifique de

longue haleine. Des arguments très variés, la fusion partielle de la croûte océanique

subduite (e.g. Foley et al., 2002; Moyen, 2011; Martin et al., 2014 et references associées)

ou de basaltes d’arc hydratés qui ont subi une cristallisation fractionnée extensive

(Kleinhanns et al., 2003; Jagoutz et al., 2013), à la base d’une croûte mafique épaissie

(Nagel et al., 2012; Hastie et al., 2016) ou d’un plateau basaltique épais au-dessus d’un panache mantellique (Bédard, 2018, 2006; Johnson et al., 2017), et la cristallisation fractionnée d’un magma issu d’une fonte crustale ou de différenciation basaltique (Smithies et al., 2018; Liou and Guo, 2019; Laurent et al., 2020) ont été récemment proposés pour expliquer les contextes géodynamiques de formation des TTGs dans les terrains archéens. Les granites tardifs plus riches en potassium et faiblement déformés montrent également des liens génétiques avec les TTGs et les roches supracrustalles (e.g.

Chown et al., 2002; Martin et al., 2005; Laurent et al., 2014). Les interactions de ces grands corps plutoniques (TTGs et granites tardifs) avec les ceintures de roches vertes et le rôle mécanique fondamental qu’ils jouent lors de la structuration de la croûte continentale sont très importants pour la compréhension de la géodynamique de la Terre archéenne. Une étude structurale couplée avec une étude géochimique, isotopique et géochronologique est donc indispensable pour calibrer le registre magmatique ainsi que le style tectonique au cours du temps.

Une région particulièrement appropriée pour cette étude se trouve dans le Complexe

du Ntem, partie septentrionale du craton du Congo au sud du Cameroun, où les ceintures

de roches s’organisent en différents faisceaux lardant le socle cristallin formé de TTGs,

charnockites et granites. Le craton du Congo, situé au centre et à l’ouest de l’Afrique, est

constitué de trois sous-ensembles : le bloc Ntem-Chaillu ou craton du Ntem à l’ouest, le

bloc NE-Congo ou craton du Bumu au nord-est et le bloc du Kasaï ou Craton du Kasaï au

sud. Ces noyaux archéens sont généralement limités par des ceintures orogéniques

paléoprotérozoïques (éburnéenne), mésoprotérozoïque (kibarienne) et néoprotérozoïque

(panafricaine). Au sud du Cameroun, la partie nord du bloc Ntem-Chaillu encore appelé

craton NW-Congo est représentée par le « Complexe du Ntem ». Le craton NW-Congo

reste particulièrement sous-étudié par rapport à ses équivalents géologiques en Afrique

Australe, en Afrique de l’Ouest, au Brésil, au Canada et en Australie. Les modèles

géodynamiques et les styles tectoniques proposés restent mal contraints, en particulier à

cause d’un manque de données structurales, mais aussi géochronologiques. La faible

quantité de données recueillies sur cette zone est essentiellement liée à la mauvaise qualité

d’affleurement causée par l’association d’une forêt équatoriale et d’une couverture

latéritique épaisse, rendant la mobilité, les observations et l’échantillonnage complexes.

Le modèle géodynamique proposé par Pouclet et al. (2007), suggère que le Complexe du Ntem est le résultat de deux stades successifs de croissance crustale (2,90 Ga et 2,83 Ga), associé à un recyclage mineur d’une ancienne protocroûte archéenne (2,91-3,10 Ga) ainsi que des processus de fusion partielle (Shang et al., 2004a ; Pouclet et al., 2007 ; Tchameni et al., 2010 ; Li et al., 2016). Mais les modes de déformations associés à ces différents événements de croissance crustale ainsi que les processus qui ont mené la formation des charnockites et des TTGs (et roches mafiques associées) restent encore mal contraints.

Dans cette thèse, nous proposons une étude structurale, géochimique et géochronologique dans le but de comprendre les mécanismes d’évolution géodynamique archéenne du « Complexe du Ntem ». Nous avons choisi de focaliser notre étude sur les terrains à granitoïdes et ceintures de roches vertes de Sangmélima, préservés des épisodes orogéniques éburnéens (~ 2 Ga) et panafricains (~600 Ma). Contrairement à beaucoup d’autres localités du complexe, la présence de nombreux plutons concentrés dans une zone géographique relativement restreinte et très facile d’accès, ainsi que la présence de tranchées routières et de carrières à ciel ouvert permettent d’appréhender plus facilement la géométrie des structures géologiques en 3D. Cependant, la grande partie de la ceinture reste difficilement accessible (couverture latéritique et forêt dense).

Dans ce travail, la démarche scientifique adoptée pour une bonne compréhension des processus géodynamiques est basée sur une approche de géologie fondamentale. Il s’agit d’utiliser les outils de la cartographie géologique (géophysique aéroportée et télédétections spatiales), de la géologie structurale, de la géochimie, et de la géochronologie, pour contraindre l’évolution géodynamique dans son ensemble.

Ce manuscrit est séparé en six chapitres. Le chapitre 1 est un état de l’art sur nos connaissances des mécanismes de croissance crustale amenant à la stabilisation et à l’émergence des continents précambriens en comparaison avec les processus géodynamiques opérant actuellement. La seconde partie de ce chapitre synthétise la connaissance géologique actuelle du Craton du Congo et en particulier du « Complexe du Ntem ».

Le chapitre 2 présente les techniques de télédétection satellitaire/aéromagnétisme et

les analyses géochimiques (élémentaires et isotopiques) et géochronologiques utilisées au

cours de ce travail.

Le chapitre 3 expose les résultats d’études structurales des terrains à granitoïdes et ceinture de roches vertes de Sangmélima dans deux articles, le premier publié dans The Egyptian Journal of Remote Sensing and Space Sciences (https://doi.org/10.1016/j.ejrs.2018.11.005) et le second dans Journal of African Earth Sciences (https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2020.103872).

Le chapitre 4 présente sous la forme d’un article publié à Lithos (https://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105702) les résultats géochronologiques et géochimiques des roches mafiques et granitoïdes de Sangmélima caractérisant les processus d’accrétion crustale du Complexe du Ntem. Ce chapitre présente également le premier modèle d’évolution géodynamique du Complexe du Ntem.

Dans le chapitre 5, les résultats obtenus par les méthodes U-Th-Pb sur monazite combinés à l’analyse structurale et leurs interprétations sont présentés sous forme d’un manuscrit en révision à la revue Journal of African Earth Sciences. Cette étude a permis de contraindre l’histoire tectonique du Complexe du Ntem depuis le Mésoarchéen jusqu’au Néoarchéen.

Le chapitre 6 s’intéresse à l’étude des systèmes isotopiques Lu-Hf et Sm-Nd sur les roches felsiques et mafiques échantillonnées dans la région de Sangmélima. Ce chapitre est destiné à caractériser les signatures

Nd et

Hf des réservoirs sources des roches magmatiques de Sangmélima, afin de mieux contraindre leurs origines et les processus d’accrétion mésoarchéens du Craton du Ntem.

En fin, dans une conclusion générale nous présentons une synthèse de l’histoire

magmatique, métamorphique et tectonique du Complexe du Ntem et en particulier de la

région de Sangmélima sur la base des résultats obtenus tout au long de ce travail. Les

travaux de cette thèse soulèvent évidemment de nombreuses questions fondamentales

auxquelles des études futures devraient répondre. Le Craton du Ntem, et en raison de son

potentiel en ressources minières, constituera avec certitude non seulement un laboratoire

naturel privilégié pour étudier les mécanismes liés à la formation, à la déformation de la

croûte profonde et à la géodynamique de l’Archéen, mais aussi un levier pour le

développement des pays d’Afrique Centrale.

Chapitre 1.

L’Archéen et cadre géologique du

Complexe du Ntem

Chapitre 1. L’Archéen et Cadre géologique du Complexe du Ntem

1. La lithosphère continentale archéenne 1.1. Limites spatio-temporelles

L’Archéen s’étend entre 4.0 et 2,5 Ga soit une durée d’environs ~ 1,5 Ga, c’est-à-dire 33 % de la durée de l’histoire de la Terre. L’Archéen est subdivisé en Eoarchéen, Paléoarchéen, Mésoarchéen et Néoarchéen (Fig. 1.1).

Figure 1.1 : Échelle chronologique du Précambrien simplifié (modifié d'après Cohen et al., 2019)

Les terrains archéens font partie des cratons, leur répartition géographique est extrêmement vaste ; il en existe de grands domaines sur tous les continents (Fig. 1.2). Les cratons représentent près de 15 % des terrains anciens (Goodwin, 1981) et constituent les

« noyaux » des continents actuels entourés de ceintures orogéniques plus jeunes d’âges

inférieurs à 2,5 Ga. Le terme « craton » désigne classiquement un ensemble constitué de la croûte et du manteau lithosphérique réfractaire, froid et épais qui a atteint un état stable, c’est-à dire sans activité géologique depuis longtemps. Cette définition implique que la cratonisation est un stade tardif de l’évolution de la lithosphère continentale, qui permet la préservation (partielle) des épisodes magmatiques, métamorphiques et tectoniques majeurs ainsi que l’accumulation de grands dépôts sédimentaires peu ou très déformés (Pollack, 1986). Bien que des études sur les cratons s’intéressent à l’évolution uniformitariste des terrains archéens, il est évident que chaque craton a une histoire bien spécifique (e.g. Condie, 1998; Bleeker and Ernst, 2006).

Figure 1.2: Carte de répartition mondiale des terrains phanérozoïques, des boucliers du Protérozoïque et des cratons archéens (d’après Furnes et al., 2015 et références associées).

1.2. Conditions thermiques et profil rhéologique 1.2.1. Flux de chaleur à l’Archéen

La dynamique interne de la Terre résulte du transfert de chaleur à travers la planète qui

se refroidit progressivement depuis son accrétion il y a 4,567 Ga par dissipation de chaleur

en surface. La décroissance exponentielle de chaleur produite par désintégration d’U, Th

et K montre que cette production de chaleur était 2,5 à 3 fois plus forte à l’Archéen qu’à

l’actuel (Lambert, 1976; Richter, 1985). Des modèles concernant l’évolution de la

température du manteau supérieur au cours du temps ainsi que l’étude des komatiites ont montré que la température du manteau était plus importante à l’Archéen de 200 à 300°C (Fig. 1.3a) (Bickle et al., 1975; Hofmann, 1988; Nisbet et al., 1993; Jaupart et al., 2007;

Coltice et al., 2009; Brown and Johnson, 2019). Les magmas komatiitiques sont très riches en MgO (20–30 poids. %) avec des températures de fusion plus élevées entre 1220°et 1640

°C (Nisbet et al., 1993; Mole et al., 2014; Barnes et al., 2012; Barnes and Arndt, 2019),

comparés aux basaltes modernes (MgO : 10–13 poids. %, pour des températures aux

liquidus de ~1100-1200 °C). Les modèles d’évolution de la température du manteau

supérieur au cours du temps indiquent des archéennes de l’ordre de 1600–1800 °C, et

diminuant jusqu’à la valeur actuelle de 1350 °C (Fig. 1.3b). Mais ces valeurs de

température modélisées sont relativement moins élevées que celles prédites par l’étude des

sources de certaines komatiites ~ 2200 °C (Nisbet et al., 1993). Ceci pourrait s’expliquer

par le fait que les komatiites proviendraient des panaches mantelliques plus chauds que le

manteau « normal » environnant (voir la revue de Barnes and Arndt, 2019). Cependant,

Herzberg et al. (2010), en calculant les températures potentielles du manteau à partir de

magmas mafiques à ultramafiques plus « classiques » que les komatiites et mis en place

entre 3,5 Ga et aujourd’hui, ont démontré que ces températures coïncidaient très bien avec

celles prédites par les modèles décrits précédemment (Fig. 1.3 b). Tous ces modèles

démontrent que les températures élevées du manteau archéen ainsi que la géodynamique

de la Terre primitive ont changé au cours de la période de transition Archéen-

Paléoprotérozoïque.

Figure 1.3a) Évolution du taux de production de chaleur interne par rapport à aujourd’hui. b) Évolution séculaire de la teneur en MgO dans les magmas primaires du manteau ambiant et dans les magmas protholites des komatiites archéennes. (d’après Herzberg et al., 2010).

Les fortes chaleurs produites dans le manteau primitif devaient être évacuées, mais comment ? Le modèle d’évolution thermique proposé par Jaupart et al. (2007), basé sur la distribution des âges actuels du plancher océanique et en prenant en compte des contraintes pétrologiques, suggère qu’il y a un lien entre perte de chaleur par convection et température du manteau. Sur la base des données isotopiques du xénon, Coltice et al.

(2009), ont proposé que le manteau supérieur a refroidi de 200°C pendant l’Hadéen et de 100 à 250°C depuis 4 Ga. L’absence de mesures directes ne nous permet pas d’avancer avec certitude des arguments sur le mode d’évacuation de la chaleur interne à l’Archéen et au Paléoprotérozoïque.

1.2.2. Les lithologies archéennes

À l’Archéen, de longues périodes de quiescence ont alterné avec les périodes relativement courtes d’une activité magmatique et tectonique très intense, liée à la dynamique du manteau primitif très chaud, qui ont fait naître des assemblages lithologiques de roches vertes et de tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG). Les ceintures de roches vertes et les granitoïdes associés constituent les objets géologiques typiques des terrains archéens. Cette section présente rapidement leurs particularités pétrologiques et pétrogénétiques.

a) Les granitoïdes

Les granitoïdes représentent environ 50-75 % de la surface de la croûte continentale archéenne (e.g. Condie, 1981; Martin, 1994). Les « gneiss gris » de type TTG ( Fig. 1.4) sont les principaux granitoïdes qui occupent jusqu’à 75-80 % de volume dans certains cratons. Ces gneiss gris sont généralement syntectoniques, avec toute une gamme de structures qui varient entre le rubanement très marqué, la foliation mylonitique prononcée et les zones de cisaillement localisées dans les zones de forte déformation ou dans des granites faiblement déformés (syn-à tardi tectoniques).

Les TTGs sont des granitoïdes riches en plagioclase (40–60 %) et très pauvres en de

feldspath potassique (moins de 5 % ; e.g. Martin, 1994; Moyen and Martin, 2012),

contrairement aux granitoïdes post-archéens qui sont, pour la plupart, des granites riches en feldspath potassique (Moyen and Laurent, 2018). Les TTGs sont des roches felsiques (64 %<SiO2 <70 % pds) et sodiques (riches en Na

O: 3-7 % pds) avec un rapport K

O/Na

O< 0,5). Mais pauvres en éléments ferromagnésiens (Fe

O

+ MgO + MnO + TiO

≤ 5 % pds, Mg# ≈ 0.43) éléments incompatibles LILE (Large Ion Lithophile), et en éléments traces (Ni ≈ 14 ppm, Cr ≈ 29 ppm). Ces roches sont enrichies en terres rares légerès (LREE) (La moyenne = 31,4 ppm), mais appauvries en terres rares lourdes (HREE) (Yb moyen = 0,64 ppm), ce qui se traduit par de forts fractionnements en REE (LaN/YbN

≥ 15), sans anomalie significative en Eu et en Sr, mais avec des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti. Les rapports Sr/Y varient entre de 50 à 500. D’après la classification de Moyen, (2011) et Moyen and Martin (2012), le terme « gneiss gris » regroupe deux grands groupes de roches plutoniques: (i) le groupe de granitoïdes sodiques (TTG) plus abondant générés par la fusion d’un de matériel mafique, et (ii) les granites potassiques, générés par la fusion partielle d’une ancienne croûte continentale.

Figure 1.4 : a) Triangle normatif An-Ab-Or (O’Connor, 1965 ; Barker, 1979) comparant la composition des TTG archéennes avec celles des granites de la croûte continentale moderne. b) Triangle K-Na-Ca montrant que, contrairement aux magmas calco-alcalins modernes (CA), les TTG archéennes ne dessinent pas de tendance évolutive et montrent une grande richesse en Na par rapport à K (Moyen and Martin, 2012).

Les TTG peuvent se subdiviser en trois sous-groupes (Fig.1.5; Moyen, 2011):

- Les TTG de haute pression (HP-TTG), de composition trondhjémitique (enrichies

en Na et Al) et générées à partir d’un liquide en équilibre à 60 % clinopyroxène + 40 %

grenat avec un résidu éclogitique à des pressions supérieur à 20 kbar avec des températures

de l’ordre de 900–1000°C, c’est-à-dire hors du champ de stabilité des plagioclases.

- Les TTG de moyenne pression (MP-TTG), issues de la fusion d’un liquide riche en amphibole (60 %), en clinopyroxène (30 %) et en grenat (10%), mais pauvre en plagioclase. Les conditions de températures varient entre 800°C et 900°C, pour des pressions avoisinant les 15 kbar.

- Les moins abondantes sont les TTG de basse pression (LP-TTG), qui sont issues d’une fusion à l’équilibre, riche en plagioclase avec un résidu riche en amphibole, mais appauvri en grenat.

Malgré le nombre significatif de travaux sur les TTGs, les mécanismes géodynamiques conduisant à la formation et à la mise en place des TTGs restent largement débattus. Un ensemble de modèles considère que les TTGs résultent de la fusion partielle à la base d’un plateau basaltique épaissi dans un contexte intraplaque (Smithies, 2000;

Smithies et al., 2003; Champion and Smithies, 2001, 2019), tandis que d’autres auteurs suggèrent que les TTGs se forment par fusion partielle d’une épaisse croûte océanique suivie d’une délamination répétée de la croûte inférieure éclogitisée (Bédard, 2006, 2018).

Les similitudes de composition entre la TTG et les adakites volcaniques, ont alimenté les arguments selon lesquels les TTGs se soient formés par l’anatexie des parties supérieures de la croûte océanique subduite (Fig.1.6), dans une zone de subduction très chaude, via une fusion incongruente riche en amphibole à haute pression sans apport de fluide ou la fusion d’un assemblage éclogitique, au sein des zones de subduction archéennes (Condie, 1981; Drummond and Defant, 1990; Rapp et al., 1991; Martin, 1994, 1999; Foley et al., 2002; Moyen, 2011; Martin et al., 2014; Nebel et al., 2018; Cawood and Hawkesworth, 2019). Ce mécanisme de formation des TTG par fusion partielle d’une croûte océanique subduite est probablement une marque de fabrique des zones de subduction chaudes archéennes justifiée par des températures du manteau plus élevées que celles qui existent actuellement sur Terre (Rudnick, 1995; Albarède, 1998; Smithies, 2000; Rapp et al., 1991;

Moyen and Martin, 2012). La géochimie des TTG de moyenne et haute pression décrites

ci-dessus indique que la fusion s’est produite dans des conditions où le plagioclase est

absent et où le grenat est stable dans la roche métabasique. Ce processus nécessite des

pressions comprises entre 15 et 25 kbar, ce qui est cohérent avec la formation des magmas

TTG dans une zone de subduction. Cependant, il n’existe pas de preuve de fusion partielle

à haute pression de la croûte terrestre archéenne, mais c’est le fractionnement de liquides

dérivés de la fusion manteau lithosphérique métasomatiquement enrichi qui conduit la formation des TTGs de HP (Smithies et al., 2019). Par conséquent, en raison de la composition chimique complexe de leurs sources, les TTGs quelque soit le groupe (LP, MP, HP) peuvent se former au cours d’une fusion partielle à des pressions <1.5 GPa (Johnson et al., 2017, 2018; Smithies et al., 2019). Les modèles alternatifs récemment proposés évoquent la formation des TTGs par, la fusion dans la croûte en présence d’eau induite par des processus tectoniques (Pourteau et al., 2020), la cristallisation fractionnée expliquant les variations géochimiques des TTG à partir d'un magma formé par fusion crustale ou différenciation de basalte (Smithies et al., 2018; Liou and Guo, 2019; Laurent et al., 2020).

Figure 1. 5. Schémas conceptuels montrant les relations entre les différents granitoïdes archéens

(d’après Moyen, 2019). L’évolution vers une source progressivement plus riche (axe X) donne des

granitoïdes plus riches en LILE ; l’évolution vers une plus grande profondeur de fusion (axes-y)

donne des granitoïdes plus riches en Na et Sr, et plus pauvres en HREE. La plupart des granitoïdes

se situent dans une zone en forme de L allant de sources profondes et épuisées (trondhjemites) à

des sources « peu profondes et appauvris » (tonalites) et à des « sources peu profondes et

enrichies » (granodiorites et granites).

Figure 1.6. Modèles géodynamiques de formation des TTG (a) et (b) par un plume (c) par fusiondu panneau plongeant (Moyen and Martin, 2012).

D’autres granitoïdes plus diversifiés que les TTGs représentent environ 10-15 % du volume de la croûte continentale archéenne (e.g. Laurent et al., 2014). C’est le cas des granites potassiques, riches en plagioclase, qui forment généralement des plutons de granodiorites à phénocristaux d’orthose, bien délimités et tardifs (syn- à post-tectoniques).

Ces plutons intrusifs sont généralement responsables de la virgation des ceintures de roches vertes (CRV) dans certains cratons. Il s’agit de granites peralumineux, d’affinité calco-alcaline marquée par de fortes teneurs en K

O (et large-ion lithophile element ou LILE) et relativement faibles en ferromagnésiens (surtout en Fe) par rapport aux TTGs et aux tholéiites. Leur pétrogenèse reste discutable, mais ils correspondraient au recyclage de matériel crustal plus enrichi que les TTGs (Sylvester, 1994 ; Moyen, 2011). Toutefois, les TTGs contiennent parfois aussi une part non négligeable de ces phases, acquise précocement (Sanchez-Garrido, 2012; Laurent et al., 2020).

Les sanukitoïdes sont des roches apparentées aux TTGs, mais avec de fortes teneurs

en en Ni et Cr (69 et 143 ppm, respectivement) et des valeurs Mg#≈58 assez élevés

comparés à celles des TTGs (Ni ≈ 14 ppm, Cr ≈ 29 ppm, Mg# ≈0.43). Ils sont méta-

alumineux (Aluminous Saturation Index (A/CNK) = 0,78) et modérément potassiques

(K

O/Na

O= 0,68). Leurs teneurs en Sr et Ba sont généralement supérieures à 1000 ppm

(1202 et 1493 ppm, respectivement), et les concentrations en Na

O (4,49 %) et K

O

(3,04 %), ainsi que de la plupart des LILE sont également élevées. De plus, ces roches

sont enrichies en terres rares légères (LREE) (La

= 180) et appauvries en terres rares

lourdes (HREE) (Yb

= 6,2), ce qui explique le fractionnement des REE (La/Yb

= 29,2)

dans ces roches (Martin et al., 2009 ; Heilimo et al., 2010 ; Laurent et al., 2014). Les

sanukitoïdes sont interprétées comme des magmas résultant partiellement ou totalement

d’interactions entre une péridotite mantellique et un composant riche en éléments incompatibles, et représentent les roches transitoires entre l’Archéen et le Protérozoïque (Moyen, 2011 ; Laurent et al., 2011, 2013, 2014). Il est important de souligner que les sanukitoïdes et les granites potassiques peuvent former des séries continues avec les TTG et que des roches intermédiaires, aux pétrogénèses complexes, sont aussi observées, par exemple les hybrides sanukitoïdes-TTGs (Almeida et al., 2010 ; Moyen, 2019).

b) Les Ceintures de Roches Vertes (CRV)

Les ceintures de roches vertes (“greenstone belts” en anglais) sont des entités géologiques extraordinairement variées. Les lithologies contenues dans les CRV sont très variables, principalement constituées de komatiites, de basaltes komatiitiques, des basaltes tholéiitiques interstratifiés avec des laves felsiques, des dépôts sédimentaires (grés, conglomérats, cherts, Banded Iron Formation (BIF)) et des roches métamorphiques. Ces roches, en raison de leurs âges anciens et de leurs environnements géotectoniques complexes, ont généralement subi plusieurs phases de déformation, de métamorphisme et d’altération secondaire (e.g. Anhaeusser, 2014). Elles ont en outre été envahies par de nombreuses intrusions mafiques à ultramafiques et granitoïdes qui ont été mises en place sous forme de complexes ignés, de batholites ou plutons, et des intrusions de dyke tardives qui les accompagnent. Généralement les CRV sont des zones de forte déformation archéennes marquées par la présence des structures avec des pendages sub-verticaux près des dômes de TTG. Enfin la grande partie des ressources minérales en métal (e.g. Au, Cu- Zn-Pb, Ni ; Fe…) connues actuellement se trouve dans les CRV archéennes.

Contextes de formation de CRV. Le modèle géodynamique de formation des ceintures

de roches vertes reste encore très débattu. Dans un environnement de subduction actuelle

(Tectonique des plaques), les bassins d’avant, intra ou arrière-arcs constituent des

meilleurs environnements de formation des CRV. Cependant, dans les bassins

sédimentaires modernes, l’épaisseur des dépôts volcano-sédimentaires est plus faible, la

proportion de roches volcaniques est bien moins importante que la quantité de roches

sédimentaires qui occupent plus de 80 % du volume des bassins. Par ailleurs, les bassins

sédimentaires modernes contiennent une plus grande abondance d’andésites et de roches

felsiques, moins de basaltes et peu ou pas de roches ultramafiques. Nous présentons ici

– Le modèle d’arc insulaire (Condie, 1994 ; Thurston, 2015 ; Furnes et al., 2015). Ce modèle basé sur l’hypothèse d’une marge active permet de rendre compte de la disposition des ceintures de roches vertes, de leurs formes allongées séparées par des blocs continentaux (arcs insulaires), des successions terrigènes au sens strict des sédiments des roches vertes, et de l’existence d’un volcanisme calco-alcalin. Cependant, le magmatisme komatiitique s’intègre mal dans ce modèle, à moins d’imaginer une coïncidence géographique quasiment systématique entre panache mantellique et zone de subduction.

– Le modèle de rift continental (Hunter and Stowe, 1997): ce modèle interprète les ceintures de roches vertes comme des rifts intracontinentaux qui s’ouvriraient lors du passage d’un panache mantellique. Un tel modèle rend bien compte de la forte épaisseur des CRV (les rifts continentaux actuels ont des taux de subsidence très importants) et de la grande accumulation des laves de komatiites (panache mantellique). Par contre, ces modèles ne rendent pas compte la présence du volcanisme calco-alcalin.

– Le modèle de “trapp” (Hamilton, 1998): pour certains, le volcanisme des CRV résulterait de la formation de provinces magmatiques comme des plateaux océaniques ou continentaux actuels au cours de la remontée de panache mantellique. La ceinture de roches vertes serait donc une zone de volcanisme intraplaque (océanique ou continentale) liée à l’ascension d’un panache mantellique important. Un tel modèle rend bien compte des grandes épaisseurs de laves, et en partie de leur nature chimique. Mais, le volcanisme calco-alcalin s’intègre difficilement dans un tel modèle et la présence de sédiments terrigènes au sens strict semble incompatible avec un tel contexte géodynamique.

D’après toutes ces interprétations contradictoires proposées pour la formation des

ceintures de roches vertes, il paraît évident qu’aucun modèle n’explique la formation des

ceintures de roches vertes. Il semble logique de se tourner vers des modèles composites

(Fig. 1.7) dans l’espace (craton à ceinture de trappes et craton à ceinture d’arc) ou dans le

temps (succession-rift-arc) tel que celui proposé par Kröner, (1985) et Wyman, (2003).

Figures 1-7 : Formation des ceintures de roches vertes dans plusieurs contextes en même temps (d’après Kröner, 1985).

1.3. Caractéristiques métamorphiques des terrains archéens

Les terrains archéens dans l’ensemble sont le siège du métamorphisme de basse à moyenne pression (BP-MP) et de moyenne à haute température (MT-HT), généralement dans les faciès amphibolite et granulite (Fig. 1.8; Brown and Johnson, 2018, 2019). Il s’agit généralement du métamorphisme du type T/P élevé « HT/P » ( High T/P >775

°C/GPa), incluant les granulites classiques et de granulites à ultra-haute température (UHT), et du type T/P intermédiaire « MT/P » ( Intermediate T/P ≈ 775-375 °C/GPa), formé d’amphibolite, les granulites à haute pression (HP) et les éclogites à moyenne ou haute température (MT-HT) selon la classification de Brown and Johnson (2018, 2019).

Bien que les roches les roches métamorphiques à ultra-haute pression (UHP), les schistes bleus et les eclogistes de basse température(BT) c’est-à-dire de type basse T/P « BT/P » ( low T/P <375 °C/GPa ), soient rare sur les terrains archéens (Fig.1.8). Certaines roches métamorphiques, de moyennes pressions (jusqu’à 15 kbar) sont présentes dans des terrains archéens jusqu’à au moins 3,3 Ga. C’est le cas des amphibolites à grenat comme dans la ceinture de roches vertes de Barberton (~3,2 Ga, 15 kbar, > 700°C, Moyen et al., 2006) et des métasédiments à grenat comme dans le craton des Pilbara (3,3 Ga, 12 kbar, 550°C;

François et al., 2014). Comparée au Méso-Paléoarchéen, la période Néoarchénne est marquée par un forte dualité du métamorphisme de type T/P élevée et le type T/P intermédiaire (Fig. 1.8).

De manière générale, à l’Archéen, les roches métamorphiques de pressions supérieures

à 10 kbar sont très rares, ceci suggère que l’épaisseur de la croûte continentale archéenne

ne dépassait pas 30 à 40 km (Percival, 1994; Johnson et al., 2017; Brown and Johnson, 2019).

Figure 1.8: Diagrame de Ratios thermobariques métamorphiques (T/P) en fonction de l’âge pour 564 localités regroupées par type. Les trois types de métamorphisme sont le T/P élevé (High T/P ou HT/P) en rouge, le T/P intermédiaire (Intermediate T/P ou MT/P) en orange et le bas T/P(Low T/P ou BT/P) en bleu.

Les lignes pointillées montrent une régression polynomiale du second ordre des données pour les types à fort T/P (rouge) et une régression linéaire des données pour les types à T/P intermédiaire (orange), respectivement. Cette figure a été modifiée à d' après Brown et Johnson (2019).

Au Protérozoïque, contrairement à l’Archéen (Fig. 1.8), les ceintures métamorphiques sont caractérisées par la coexistence de roches métamorphiques de type BT/P ( Low T/P

<375 °C/GPa ) et température modérée (MT) (éclogites « chaudes » ou granulites de HP(intermediate T/P ≈ 775-375 °C/GPa à High T/P >775 °C/GPa), enregistrant des gradients de 15 à 25 °C/km), dans des faciès de haute voire ultra-haute température (granulites UHT, représentatives de gradients allant de 30 à 40 °C/km). Cette dualité semble caractéristique des zones de subduction précambrienne, fournissant des environnements géodynamiques propices à l’établissement de ces deux gradients contrastés (Kelemen et al., 2003; Brown, 2006, 2007; Brown and Johnson, 2018, 2019), c’est-à-dire une subduction (HP) couplée à l’épaississement de la croûte continentale, siège d’un magmatisme intense (HT). De plus on observe également une forte activité du métamorphisme de type HT/P et MT/P ~ 1.8-2.2 Ga comme à la fin de l’archéen (Fig.

1.8). D’après Brown and Johnson (2019), l'apparition généralisée d'un double

métamorphisme HT/P et MT/P au début du Néoarchéen, qui pourrait manifester la stabilisation de la subduction et l'émergence de la tectonique des plaques à la fin de l'Archéen et au début du Protérozoïque. Par ailleurs, les roches de haute, voire ultra-haute pression (UHP ; P >25 kbar, correspondant à peu près à la transition de phase quartz/coésite) semblent être caractéristiques des zones de subduction-collision très récentes. Cependant la présence des éclogites (HP-BT) paléoprotérozoïques dans le Complexe du Nyong au Cameroun (2093 ± 45 Ma) et dans le bloc du Kasaï en République Démocratique du Congo (2089 ± 13 Ma) indiquent la tectonique des plaques était fonctionnelle dès vers 2,2-2,1 Ga (Loose and Schenk, 2018; François et al., 2018).

En résumé, l’enregistrement métamorphique est globalement caractérisé par le métamorphisme type métamorphisme à HT/P (UHT à HT-BP) et le métamorphisme à MT/P (HT-MP), dans les faciès amphibolite à granulite de haute température. Cependant la présence d’éclogites archéennes dans la péninsule de Kola, en Russie à ~2870 Ma (Mints et al., 2010), suggèrent que les terrains archéens ont pu enregistrés des gradients métamorphique de haute pression (> 10 kbar). Bien que la nature des éclogites de Kola soit contestée, c’est-à-dire qu’il ne s’agit pas d’éclogites « vraies », mais plutôt des MT E–

HPG (Medium-temperature Eclogite-High-Pressure Granulite) définis par (Brown, 2006), similaire aux roches de « haute pression » protérozoïques, contrairement à des éclogites modernes formées et exhumées au cours d’un cycle de subduction-collision actuelle. Il convient de noter que la fusion partielle à haute pression est rare voir absent durant l’Archéen (Smithies et al., 2019). Le fait que le mécanisme d’exhumation des roches archéennes soit principalement contrôlées par l’érosion couplé à un rebond isotastique pourrait explique l’absence ou la rareté de roches de haute et ultra-haute pression à la surface des terrains archéens. Alternativement, il est également envisageable que même si ces roches ont été exhumées, elles aient probablement été fondues dans un long processus d’altération, ce qui semble compatible avec leur observation actuelle dans des chaînes de collisions comme les Alpes et l’Himalaya.

1.4. Structures

La croûte continentale actuelle est froide, formée d’une partie supérieure fragile et

résistante et d’une croûte inférieure chaude et ductile, et les déformations se concentrent

archéennes, chaudes, sembleraient avoir accommodé la convergence par un épaississement homogène à grande échelle couplé à des processus ductiles de fluage latéral (Rey and Houseman, 2006; Cruden et al., 2006; Cagnard et al., 2006; Gapais et al., 2009;

Chardon et al., 2009). Ceci implique non seulement que la dualité d’une tectonique fragile/ductile semble moins marquée au sein de la lithosphère précambrienne, mais également que le comportement mécanique de la lithosphère ancienne est différent par rapport aux plaques lithosphériques actuelles.

1.4.1. Caractéristiques structurales de la croûte supérieure

a) Les nappes et chevauchements

La cartographie et les études structurales ont reconnu de la tectonique épaississante

dans certains terrains précambriens (Fig. 1.9). En considérant que la tectonique

horizontale est l’équivalente de la tectonique des plaques moderne, les structures en

nappes constituent un critère important pour identifier les zones de tectonique tangentielle

épaississante anciens. Dans certains domaines précambriens, les nappes sont soulignées

par la juxtaposition d’unités métasédimentaires et métavolcaniques qui serait accommodée

par le fonctionnement de chevauchements peu abrupts, impliquant un épaississement par

empilement tectonique d’écailles (Coward, 1994; Bickle et al., 1980; de Wit, 1982; Myers

and Kröner, 1994). Ceci implique un champ de déformation couplant poussée arrière et

glissement ductile (Merle and Guillier, 1989). Elles affectent aussi bien des terrains

superficiels supra-crustaux que des zones profondes aux comportements ductiles. Dans le

domaine ductile, la fabrique planaire interne aux nappes est horizontale et parallèle à la

zone mylonitique définissant la base de la nappe. La foliation est généralement associée à

une linéation minérale ou d’étirement subhorizontal parallèle à la direction de déplacement

des nappes. La cartographie des structures en nappes en profondeur est rendue possible

grâce à des mesures de sismique réflexion profonde. Par exemple, les profils sismiques

réalisés dans la Province supérieure du Bouclier canadien d’âge archéen, témoignent d’une

tectonique de nappes avec développement de contacts à faible pendage voir

subhorizontaux (Fig. 1.10). Cependant, les interprétations des nappes mises en évidence

par la géophysique profonde restent encore mal étayées par les observations de surface

(Nironen, 1999; Väisänen and Hölttä, 1999).

Figure 1.9 : Coupes interprétatives sur les terrains archéens illustrant la tectonique de nappes au sein des terrains à granites et ceinture de roches vertes (Choukroune et al., 1997). Les formations supra-crustales sont ombragées, et les gneiss sont blancs. (a) La ceinture de roches vertes de Selukwe, craton du Zimbabwe. La structure de la ceinture est interprétée comme une nappe au sein de terrains gneissiques. (b) Les terrains de granite et CRV du craton de Dharwar en Inde. Cette section illustre le raccourcissement et l’épaississement de la croûte terrestre tardi-archéenne marqué par de la poussée avant associée au développement des zones de cisaillement majeur ou de chevauchement.

Figure I 10. Coupe sismique composite de la ceinture plutonique d’Opatica dans la province supérieure au sud dans la province du Grenville au nord de Montréal (d’après Ludden and Hynes, 2000).

b) Zones de cisaillement régionales

Les ceintures de déformations archéennes sont caractérisées par de nombreuses zones

de cisaillement abruptes étroitement associées au domaine en « dôme-et-bassin » (Park,

1981 ; Choukroune et al., 1995 ; Vanderhaeghe et al., 1998 ; Gapais et al., 2005 ; Chen et

al., 2004 ; Cagnard et al., 2007 ; Chardon et al., 2002, 2009, 2011 ; Zibra et al., 2014b,

2014a, 2017 ; Fig.1.11). Il s’agit généralement des réseaux de cisaillement régionaux

définissant des motifs conjugués, pouvant atteindre 200 km de long et 50 km de large, et

se localisent préférentiellement dans la croûte supérieure (jusqu’à 15 km de profondeur), mais certaines d’entre elles s’étendent à la croûte inférieure et peuvent même traverser le Moho (voir la revue de Chardon et al., 2009 et références associées ; Fig. 1.11).

Généralement ces multiples décrochements sont contrôlés par un champ de déformation non-coaxiale auquel s’ajoute une composante supplémentaire en raccourcissement de régime transpressive. Cette transpression est généralement responsable du partitionnement et l’hétérogéniété des déformations dans les ceintures orogéniques précambriennes (Park, 1981; Gapais and Cobbold, 1987; Daigneault and Archambault, 1990; Tikoff and Teyssier, 1994; Blanquat et al., 1998; Chen et al., 2004; Gapais et al., 2005; Chardon et al., 2009; Zibra et al., 2014a). Les déformations à l’intérieur des zones de cisaillement régionales sont marquées par des plans de schistosités/foliations régionales de pendage modéré à subvertical, orientées à faible angle par rapport aux directions des zones de cisaillement régionales (cf. Chardon et al., 2009). Cette fabrique régionale est souvent associée à des linéations d’étirement fortement plongeantes soulignant ainsi l’importance de composante de fluage vertical à l’échelle régionale. Hors des zones de cisaillement, les plans de foliation deviennent moins incliner, voire subhorizontale, et définit des structures en dômes de taille hectométriques à kilométriques. Les linéations d’étirements varient d’une orientation dominante vers l’aval-pendage, en particulier dans les roches supra- crustales, à une orientation localement parallèle, en particulier à proximité des zones de cisaillement ou dans les roches plutoniques.

Sommairement, les schémas régionaux de zone de cisaillement indiquent que les

orogènes d’accrétions précambriens sont de larges orogènes de transpression qui ont subi

une importante déformation tridimensionnelle par distribution de glissement dans le

réseau de zone de cisaillement. Les déformations finies résultent d’une combinaison et

partitionnement entre de l’étirement vertical et du fluage longitudinal parallèle à

l’orogène, ainsi que d’une composante de déformation non coaxiale dans le plan horizontal

(Pelletier et al., 2002 ; Gapais et al., 2005, 2008 ; Chardon et al., 2009), qui peut être

imposé par une masse continentale rigide ou par l’obliquité de la convergence (Dewey et

al., 1998).

Figure 1. 11. Coupes schématiques des orogènes d’accrétion précambriens. Les lignes épaisses sont des zones de cisaillement, les lignes fines sont des traces de foliation/clivage et les lignes en pointillés sont des contacts lithologiques (d’après Chardon et al., 2009).

(a) L’orogène néoarchéen de l’Inde du Sud (d’après Chardon et al., 2009). Notez les fabriques en dehors du cisaillement dans le craton de Dharwar occidental, constitué d’une croûte de 3 Ga, par rapport aux fabriques omniprésentes du craton de Dharwar oriental, qui a subi une accrétion magmatique juvénile tout au long de l’orogenèse néoarchéenne.

(b) L’orogène Paléoprotérozoïque du sud-ouest des États-Unis dans la région du Grand Canyon. Les zones de cisaillement subvertical sont interprétées comme s’aplatissant dans la croûte inférieure et la croûte supérieure érodée pour former des duplex abrupts qui ont épaissi la croûte. (c) La ceinture panafricaine du Hoggar, Afrique du Nord-Ouest.

c) Structure en « dôme -et -bassin » Archéens

Les terrains archéens sont en grande partie composés de Granitoïdes (TTG) et de Ceintures de Roches vertes (Greenstone Belt) qui sont caractérisés par des structures en

« dômes et bassins » dans lesquelles les roches supracrustales sont présentes sous forme

de synformes tandis que les granitoïdes représentent des « dômes » (Gorman et al., 1978;

Bouhallier et al., 1995; Chardon et al., 1996, 1998; Choukroune et al., 1997; Van Kranendonk and Collins, 1998; Van Kranendonk et al., 2004). Les structures régionales soulignent une convergence centrifuge au cœur de bassins volcano-sédimentaires associée à des mouvements de diapirisme centripète orienté de manière radiale par rapport à l’extension des larges batholites de granitoïdes (Fig. 1.12 et Fig.1.13). La juxtaposition des dômes et des bassins est accommodée par des zones de cisaillement verticales et des points triples (Bouhallier et al., 1995). Au sein des ceintures de roches vertes, des plis droits parallèles aux limites des dômes peuvent être observés. Les orthogneiss et les granitoïdes qui les composent montrent souvent des fabriques moins bien marquées et la foliation qui est horizontale au toit du dôme, se verticalisent progressivement vers les bordures (Bouhallier et al., 1995 ; Chardon et al., 1996 ; Chardon, 1997 ; Chardon et al., 1998 ; Fig.1.13). De grandes zones de cisaillement décrochant peuvent également souvent être observées au sein de ces domaines (Fig. 1.13).

Une interprétation souvent invoquée pour expliquer cette structure en « dômes et

bassins » consiste en la création d’instabilités gravitaires au sein de la croûte et au

développement de mouvements diapiriques (incluant de la fusion partielle en base de

croûte) liés à l’enfoncement de roches supra-crustales denses par rapport à une remontée

de granitoïdes de densité moindre (phénomène de sagduction, Fig. 1.13b). Ce modèle

insiste sur la prédominance de mouvements verticaux (accommodés le long de zones de

cisaillement fortement pentues) dans la structuration des domaines archéens. Il est appuyé

par de nombreux travaux de modélisation ainsi que par des études de terrain (Anhaeusser

et al., 1969 ; Schwerdtner et al., 1979 ; Bouhallier et al., 1995 ; Chardon et al., 1996, 1998 ;

Rey et al., 2003 ; Vanderhaeghe et al., 1998 ; Bédard, 2006, 2018). Il existe une très bonne

compatibilité entre les résultats des modélisations et les données structurales.

Figure. 1.12. Carte schématique des structures à grande échelle au sein du craton paléo- à

mésoarchéen des Pilbara (Western Australia). Les flèches soulignent l’extension radiale

et les limites des dômes de TTG et indiquent également la vergence des structures au sein

des bassins de CRV (d’après Van Kranendonk et al., 2004).