Chapitre 17 • Métamorphisme BP-HT dans les zones d’extension
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17.2 ÉVOLUTION DU MÉTAMORPHISME AU COURS
DU TEMPS
La Terre est entrain de se refroidir et l’intérieur était beaucoup plus chaud à l’Archéen
qu’à l’époque actuelle. Ceci a des conséquences importantes sur l’évolution des mécanismes géodynamiques au cours du temps et amène quelques questions : quand a
débuté le mécanisme de tectonique des plaques tel que nous le connaissons actuellement ? Au Néoarchéen (et même plus tôt encore !) pour les uns, au Néoprotérozoïque
pour les autres. Comment a t-il évolué au cours du temps ? Les plaques océaniques
archéennes devaient être de petite dimension et, de ce fait, constituées de roches
jeunes, avec un âge maximum estimé à 20 Ma. À l’heure actuelle, les forces qui
contrôlent le déplacement des plaques proviennent de l’enfoncement par gravité de
la lithosphère océanique. S’il faut 20 à 50 Ma pour que celle-ci devienne plus dense
que l’asthénosphère qu’elle surmonte, alors les forces qui contrôlaient le déplacement
de ces microplaques archéennes étaient différentes. Si le manteau archéen était plus
chaud qu’à l’actuel, on ne sait pas de combien (100 °C ?). Si le manteau était très
chaud, la production magmatique à la ride devait être importante et, en conséquence,
la croûte océanique épaisse (30 km ; Karson, 2001). Dans ce cas, la subduction de la
lithosphère archéenne était-elle possible ? Si oui, à quelle vitesse ? La convection de
petites cellules devait être plus vigoureuse qu’à l’actuel et la vitesse d’expansion
plus grande. Le géotherme d’une plaque en subduction devait être sans doute élevé,
mais les effets antagonistes de la plaque chaude (plus la plaque est chaude, plus le
géotherme est élevé) et de la vitesse d’expansion rapide (plus la vitesse est grande,
plus le géotherme est faible) rendent l’estimation difficile.
L’approche scientifique s’appuie sur des modèles qui sont confrontés aux témoins
géologiques. Malheureusement, les témoins géologiques de l’histoire précoce de la
Terre sont rares et fortement affectés par plusieurs cycles tectono-métamorphiques.
En conséquence, les paramètres qui interviennent dans le mécanisme de la tectonique
des plaques de la Terre ancienne sont mal connus, ce qui rend difficile l’élaboration
de modèles fiables.
L’étude des roches métamorphiques apporte, cependant, sa contribution à ce débat.
Dans cette approche, le gradient métamorphique de HP-BT présente un grand
intérêt, car il est le témoin du plongement rapide de la lithosphère océanique en
subduction, un mécanisme fondamental de la tectonique globale. Nous avons remarqué
que le gradient métamorphique de HP-BT et les conditions d’ultra-haute pression
(UHP) étaient inconnus avant le Néoprotérozoïque. Au contraire, c’est à l’Archéen
que l’on rencontre la majorité de formations de UHT, à l’exception d’un exemple
cénozoïque.
Il est logique de faire le parallèle entre cette chronologie et le refroidissement du
globe. Pour Stern (2005), les premières apparitions de roches du faciès Schistes
bleus, de roches d’ultra-haute pression et d’ophiolites au Néoprotérozoïque seraient
les témoins du début de la tectonique des plaques moderne. Mais, comme nous venons
de le discuter dans le paragraphe précédent, peut-on affirmer que l’absence de ces
formations signifie qu’elles n’ont pas existé ? Une telle position semble un peu
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DU TEMPS
La Terre est entrain de se refroidir et l’intérieur était beaucoup plus chaud à l’Archéen
qu’à l’époque actuelle. Ceci a des conséquences importantes sur l’évolution des mécanismes géodynamiques au cours du temps et amène quelques questions : quand a
débuté le mécanisme de tectonique des plaques tel que nous le connaissons actuellement ? Au Néoarchéen (et même plus tôt encore !) pour les uns, au Néoprotérozoïque
pour les autres. Comment a t-il évolué au cours du temps ? Les plaques océaniques
archéennes devaient être de petite dimension et, de ce fait, constituées de roches
jeunes, avec un âge maximum estimé à 20 Ma. À l’heure actuelle, les forces qui
contrôlent le déplacement des plaques proviennent de l’enfoncement par gravité de
la lithosphère océanique. S’il faut 20 à 50 Ma pour que celle-ci devienne plus dense
que l’asthénosphère qu’elle surmonte, alors les forces qui contrôlaient le déplacement
de ces microplaques archéennes étaient différentes. Si le manteau archéen était plus
chaud qu’à l’actuel, on ne sait pas de combien (100 °C ?). Si le manteau était très
chaud, la production magmatique à la ride devait être importante et, en conséquence,
la croûte océanique épaisse (30 km ; Karson, 2001). Dans ce cas, la subduction de la
lithosphère archéenne était-elle possible ? Si oui, à quelle vitesse ? La convection de
petites cellules devait être plus vigoureuse qu’à l’actuel et la vitesse d’expansion
plus grande. Le géotherme d’une plaque en subduction devait être sans doute élevé,
mais les effets antagonistes de la plaque chaude (plus la plaque est chaude, plus le
géotherme est élevé) et de la vitesse d’expansion rapide (plus la vitesse est grande,
plus le géotherme est faible) rendent l’estimation difficile.
L’approche scientifique s’appuie sur des modèles qui sont confrontés aux témoins
géologiques. Malheureusement, les témoins géologiques de l’histoire précoce de la
Terre sont rares et fortement affectés par plusieurs cycles tectono-métamorphiques.
En conséquence, les paramètres qui interviennent dans le mécanisme de la tectonique
des plaques de la Terre ancienne sont mal connus, ce qui rend difficile l’élaboration
de modèles fiables.
L’étude des roches métamorphiques apporte, cependant, sa contribution à ce débat.
Dans cette approche, le gradient métamorphique de HP-BT présente un grand
intérêt, car il est le témoin du plongement rapide de la lithosphère océanique en
subduction, un mécanisme fondamental de la tectonique globale. Nous avons remarqué
que le gradient métamorphique de HP-BT et les conditions d’ultra-haute pression
(UHP) étaient inconnus avant le Néoprotérozoïque. Au contraire, c’est à l’Archéen
que l’on rencontre la majorité de formations de UHT, à l’exception d’un exemple
cénozoïque.
Il est logique de faire le parallèle entre cette chronologie et le refroidissement du
globe. Pour Stern (2005), les premières apparitions de roches du faciès Schistes
bleus, de roches d’ultra-haute pression et d’ophiolites au Néoprotérozoïque seraient
les témoins du début de la tectonique des plaques moderne. Mais, comme nous venons
de le discuter dans le paragraphe précédent, peut-on affirmer que l’absence de ces
formations signifie qu’elles n’ont pas existé ? Une telle position semble un peu
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