The tectonic évolution of orogenic belts, such as the Alps, is described using the orogenic wedge model. First models where made using sands and thus assume that rocks deformed in a brittle-frictional behaviour. More recent studies use numerical models to quantify rock déformation and wedge formation. However these numerical models are often simplified (e.g. elasticity is neglected) or strain localization is not physics-controlled but predefined by, for example, strain softening algorithms.
In this thesis, we want to model and understand the mechanisms involved in strain localization leading to the formation of an orogenic wedge during lithospheric shortening. Orogenic wedges are characterised by i) their shape, ii) the presence of a first order basai shear zone, m) a sequence of second order shear zones in the upper crust, iv) the distance between second order shear zones, v) the time of activity of the différent shear zones, vi) the relative displacement induced by the shear zones and vii) the thickness of the shear zone. To achieve our goal, we use a 2D numerical model based on the finite element method. The model considers viscoelastoplastic déformation and thermo-mechanical feedback.
The thesis is divided into 3 chapters written as scientific publications together with a général introduction and conclusion. In Chapter 2, we investigate the effect of the elasticity on a lithosphere under compression. Indeed, most numerical models use a viscous rheology and by définition do not consider elasticity. However, when using thermo-mechanical modelling, we show that elasticity plays a fondamental rôle as it allows for storing a fraction of the mechanical work as elastic energy which can then be released locally during strain localization. In Chapter 3, we demonstrate that a basic thermo-mechanical model captures the spontaneous formation of an orogenic wedge. Moreover, basic characteristics of a wedge, such as distance between shear zones or time of activity of the shear zones, are analysed. In Chapter 4, we focus on the évolution of the shear zones and their physical parameters such as temperature, stresses or strain rate.
The wedge characteristics mentioned above are ail generated in our numerical model. We are able to reproduce the général shape of single-vergent and doubly vergent orogenic wedges as well as their first order structures such as the main basai shear zone and the sequence of upper crustal shear zones. Data of temperature, stresses and strain rates agree with field data. Spacing between second order shear zones are on the order of 50 km and the time of activity of the shear zones is typically between 2 and 5 My. Modelled spacing and timing agree with estimâtes from field data. Moreover, the shear zones thickness is of the order of ~ 5 km and nappes forming in the wedge show displacements of 40-100 km. Modelled thickness and displacement also agree with observations in orogens such as the Alps.
--
L'évolution tectonique des chaînes de montagnes, telles que les Alpes, est décrite à l'aide du modèle de prisme orogénique. Les premiers modèles utilisèrent du sable comme analogie aux roches, cela impose de considérer que les roches se déforment de manière cassante ou frictionnelle. Des études plus récentes utilisent les modèles numériques pour quantifier la déformation des roches et la formation des prismes d'accrétions. Cepen¬dant ces modèles sont souvent simplifiés: l'élasticité est négligée ou la localisation de la déformation n'est pas contrôlée physiquement mais prédéfinie, ...
Dans cette thèse, nous voulons modéliser et comprendre les mécanismes impliqués dans la localisation de la déformation conduisant à la formation d'un prisme orogénique. Ces prismes sont caractérisés par i) leur forme, ii) la présence d'une zone de cisaillement ma¬jeure, iii) une séquence de zone de cisaillement de 2ème ordre dans la croûte supérieure, iv) la distance entre ces zones de cisaillement, v) le temps d'activité des différentes zones de ci-saillement, vi) le déplacement relatif induit par les zones de cisaillement et vii) l'épaisseur des zones de cisaillement. Pour y arriver, nous utilisons un modèle numérique 2D basé sur la méthode des éléments finis. Le modèle prend en compte la déformation viscoelastoplas- tique et la rétroaction thermomécanique.
La thèse est divisée en 3 chapitres, écrits sous forme de publications scientifiques, ac¬compagnés par une introduction générale et une conclusion. Dans le chapitre 2, nous traitons le problème de l'élasticité de la lithosphère en compression. En effet, la plupart des modèles numériques utilisent des rhéologies visqueuses et, par définition, ignorent l'élasticité. Nous montrons cependant que lorsque l'on utilise des modèles thermomé¬caniques, l'élasticité joue un rôle fondamental, car elle permet de stocker une fraction du travail mécanique sous forme d'énergie élastique qui peut ensuite être relâchée lors la localisation de la déformation. Dans le chapitre 3, nous démontrons qu'un modèle ther¬momécanique basique peut capter la formation spontanée d'un prisme orogénique. De plus, les caractéristiques de base d'un prisme sont analysées. Dans le chapitre 4, nous nous focalisons sur l'évolution des zones de cisaillement et de leurs paramètres physiques tels que la température, les contraintes ou les taux de déformation.
Les caractéristiques des prismes évoquées ci-dessus sont toutes générées dans nos mod¬èles numériques. Nous sommes capable de reproduire la forme générale des prismes à vergence simple ou double ainsi que leurs structures principales telles que la zone princi¬pale de cisaillement et celles de 2ème ordre. Les données de température, contraintes et taux de déformation sont en adéquation avec les données de terrain. L'espacement entre les zones de cisaillement de 2eme ordre est d'environ 50 km et leur activité varie de 2 à 5 Ma. Ces deux aspects sont en accord avec les estimations faites à partir des données de terrain. Par ailleurs, l'épaisseur des zones de cisaillement, d'environ 5 km, et le déplace¬ment des nappes se formant dans le prisme, de 40 à 100 km, sont également en accord avec les observations faites dans les orogenèses telles que les Alpes.
--
Sur Terre, la croûte terrestre est divisée en plaques tectoniques « flottant » sur une couche appelée manteau, à l'instar de radeaux sur un océan. Ces plaques ne sont pas fixes et bougent continuellement à un rythme de quelques millimètres à plusieurs centimètres par an. Cependant, malgré ces faibles vitesses, le mouvement des plaques tectoniques une fois rapporté à l'échelle géologique est très important. Pour donner un exemple à taille humaine, en 2017 l'Australie va mettre à jour son système de coordonnées, le continent ayant bougé d'environ 1.5 m ces 20 dernières années. Ceci peut sembler minime mais si on le rapporte à une échelle géologique, ça représente 75 km par million d'année ! Lorsque les plaques bougent, elles peuvent glisser l'une contre l'autre (p.ex. la faille de San Andréas), s'éloigner l'une de l'autre pour créer des océans (p.ex. Rift Est-Africain, graben du Rhin, Islande) ou converger l'une vers l'autre et produire une chaîne de montagnes (p.ex. Alpes, Andes, Himalaya). C'est ce dernier phénomène qui va nous intéresser.
Lorsque deux plaques entrent en collision, elles vont former de grandes structures que l'on retrouve dans toutes les chaines de montagnes à travers le monde. L'évolution tectonique de ces chaînes montagneuses est décrite à l'aide du modèle de prisme orogénique. Les premiers modèles utilisèrent du sable comme analogie aux roches, cela impose de considérer que les roches se déforment de manière cassante ou frictionnelle. Des études plus récentes utilisent des modèles numériques pour quantifier la déformation des roches et la formation des prismes d'accrétions. Cependant ces modèles numériques sont, pour la plupart, physiquement inconsistant c.-à-d. que la localisation de la déformation est contrainte ou que l'élasticité est ignorée. Les mécanismes à l'origine de la formation des prismes, et en particulier ceux permettant la localisation de la déformation, sont toujours débattus. Des mécanismes tels que la réduction de la taille des minéraux, la présence de fluides, les réactions entre minéraux ou encore réchauffement par cisaillement sont invoqués pour la génération d'une zone de déformation localisée. Naturellement, tous ces mécanismes agissent probablement ensemble et la question est de savoir dans quelle proportion.
Dans cette thèse, nous voulons modéliser et comprendre les mécanismes impliqués dans la localisation de la déformation conduisant à la formation d'un prisme orogénique. Ces prismes sont caractérisés par i) leur forme, ii) la présence d'une zone de cisaillement ma¬jeure, iii) une séquence de zone de cisaillement de 2ème ordre dans la croûte supérieure, iv) la distance entre ces zones de cisaillement de 2ème ordre, v) le temps d'activité des différentes zones de cisaillement, vi) le déplacement relatif induit par les zones de cisaille¬ment et vii) l'épaisseur des zones de cisaillement. Pour y arriver, nous utilisons un modèle numérique 2D basé sur la méthode des éléments finis. Le modèle prend en compte la déformation viscoelastoplastique et la rétroaction thermomécanique.
La thèse est divisée en 3 chapitres, écrits sous forme de publications scientifiques, ac-compagnés par une introduction générale (chapitre 1) et une conclusion (chapitre 5). Dans le chapitre 2, nous traitons le problème de l'élasticité de la lithosphère en compression. En effet, la plupart des modèles numériques utilisent des rhéologies visqueuses et, par défi¬nition, ignorent l'élasticité. Nous montrons cependant que lorsque l'on utilise des modèles thermomécaniques, l'élasticité joue un rôle fondamental, car elle permet de stocker une fraction du travail mécanique sous forme d'énergie élastique qui peut ensuite être relâchée lors la localisation de la déformation. Dans le chapitre 3, nous démontrons qu'un modèle thermomécanique basique peut capter la formation spontanée d'un prisme orogénique. De plus, les caractéristiques de base d'un prisme sont analysées. Dans le chapitre 4, nous nous focalisons sur l'évolution des zones de cisaillement et de leurs paramètres physiques tels que la température, les contraintes ou les taux de déformation.
Les caractéristiques des prismes évoquées ci-dessus sont toutes générées dans nos mod¬èles numériques. Nous sommes capable de reproduire la forme générale des prismes à vergence simple ou double ainsi que leurs structures principales telles que la zone princi¬pale de cisaillement et celles de 2ème ordre. Les données de température, contraintes et taux de déformation sont en adéquation avec les données de terrain. L'espacement entre les zones de cisaillement de 2ème ordre est d'environ 50 km et leur temps d'activité varie de 2 à 5 Ma. Ces deux aspects sont en accord avec les estimations faites à partir des données de terrain. Par ailleurs, l'épaisseur des zones de cisaillement, d'environ 5 km, et le déplacement des nappes se formant dans le prisme, de 40 à 100 km, sont également en accord avec les observations faites dans les orogenèses telles que les Alpes.