Soutenance mémoire
Le régime thermique des marges continentales passives
Architecture et évolution d’une marge passive
Les marges sont des zones de transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale épaisse. Elles enregistrent les premières étapes de la divergence, de la phase d’étirement à la phase d’accrétion océanique. Les marges passives sont actuellement décrites entre deux extrêmes formés par i) les marges magmatiques et ii) les marges peu magmatiques (Sawyer et al., 2007; Reston, 2009). Les marges peuvent présenter des morphologies et sédimentations variées bien qu’à grande échelle elles montrent des architectures similaires.
Une marge peut être définie par trois zones morphologiques .
1) Un plateau continental de faible pente (~0,1°) et de faible bathymétrie (0 – 200 m) dont la largeur peut atteindre 1500 km.
2) Un talus continental caractérisé par une forte pente (1 à 5°) et de largeur variable (10 – 100 km). La bathymétrie augmente de 200 m jusqu’à 4000 m et peut être profondément entaillée par des canyons.
3) Un glacis continental qui correspond au pied de la pente où les sédiments sont accumulés. Il se raccorde au bassin océanique (plaine abyssale).
Elle peut aussi être définie par 4 grands domaines structuraux, aux natures de croûtes variées qui traduisent une évolution complexe de la marge .
1. Le domaine proximal est caractérisé par un faible amincissement de la croûte continentale par des failles listriques formant des bassins de rift. Dans ce domaine, le toit du socle et le Moho sont plus ou moins parallèle (Péron-Pinvidic et al., 2013). Ce domaine traduit la première phase d’étirement de la croûte.
2. La zone de necking ou d’étranglement correspond à la zone d’amincissement majeure de la croûte continentale qui passe de 30 km à moins de 10 km. Dans ce domaine, le toit du Moho remonte et converge vers celui du socle (Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009; Péron-Pinvidic et al., 2013).
3. La définition du domaine distal varie entre les deux pôles de marges (magmatique et peu magmatique – Figure I-14a et b). Il est composé du domaine de croûte continentale hyper étirée (<10 km – Péron-Pinvidic and Manatschal, 2009; Reston, 2009) et l’ensemble de la TOC (Transition – Océan – Continent). Sur les marges peu magmatiques, la TOC est formée par le manteau exhumé et serpentinisé plus ou moins affecté par du volcanisme (PéronPinvidic et al., 2013) (Figure I-14a). En revanche, sur les marges plus magmatiques, la zone de croûte continentale hyper étirée est intrudée par du matériel magmatique (sill et dykes) et recouverte par d’épaisses coulées volcaniques (Figure I-14b). Elles sont identifiées comme des SDRs (Seafloor Dipping Reflectors). Un corps de haute vitesse (Vp = 7.3 km/s, Franke, 2013) probablement d’origine volcanique est mis en évidence sous la croûte hyperétirée.
4. Le domaine océanique est composé d’une croûte magmatique stable qui peut être associée à des anomalies magnétiques. La formation d’une dorsale fait suite à la rupture lithosphérique progressive lors de la localisation de la production magmatique (Cannat et al., 2009; Péron-Pinvidic et al., 2013).
Les marges transformantes et zones de transfert
Les marges transformantes se développent suite à un rifting oblique mis en place lorsque la direction d’ouverture du rift est oblique à l’axe du rift. L’angle formé par la direction d’ouverture et l’axe du rift est l’obliquité. Brune et al., (2012) montrent que ce mouvement oblique facilite le processus de rifting car il requiert moins de contraintes que les mouvements orthogonaux pour atteindre la limite élastique de la lithosphère. Les marges continentales transformantes se définissent comme la juxtaposition au même endroit d’une marge continentale et d’une faille transformante (active ou inactive) (Basile, 2015). Mercier de Lépinay et al., (2016) font un inventaire global des marges continentales transformantes et définissent plusieurs caractéristiques générales qui ne sont pas forcément systématiques.
Modélisation du régime thermique des marges
Lors de la phase d’amincissement et de break-up des marges continentales divergentes le géotherme continental augmente. S’en suit, un épaississement et un refroidissement de la lithosphère continentale vers son état initial dans un temps caractéristique de 60 Ma (McKenzie, 1978; Hellinger and Sclater, 1983; Cochran, 1983; Buck et al., 1988). Le modèle de McKenzie (1978 – Figure I-16, équation 1-11) est le plus simple et le plus connu. Ce modèle à une dimension ne suppose que des transferts de chaleur verticaux. Il correspond à une extension instantanée de la lithosphère qui implique sa compensation isostatique suite aux remontées d’asthénosphère chaude. Ainsi, le modèle suppose que la lithosphère tend passivement vers son état initial (pré-rift).
Perturbations du régime thermique
Sur les zones de marges, il existe de nombreux évènements qui peuvent modifier et perturber le régime thermique. Nous nous attarderons ici sur deux perturbations superficielles majeures : la réfraction thermique induite par des différences de conductivité thermique entre des couches de géométrie variable et les circulations de fluides.
Les dépôts salifères et leurs déformations
Durant la structuration d’une marge, des dépôts évaporitiques peuvent se former pendant les différents stades du rifting (syn à post-rift). Ces dépôts s’observent notamment en Atlantique dans le Golfe du Mexique, sur la marge brésilienne (ex. du bassin de Campos) ou encore sur les marges de l’Angola et du Congo (White et al., 2003; Hudec and Jackson, 2007).
Le sel (utilisé ici en termes d’évaporites) a un impact important sur la thermicité de la marge. A l’échelle des temps géologiques, le sel flue et crée des structures de différentes formes telles que des diapirs (Hudec and Jackson, 2007). Elles se répartissent inégalement dans le bassin suite à l’influence de différents facteurs tels que le taux d’aggradation des sédiments, l’inclinaison de la marge et le taux de fluage du sel (Goteti et al., 2013 ; Jackson and Hudec, 2017). Certaines évaporites telles que la halite ou l’anhydrite ont une conductivité thermique bien supérieure à celle des roches sédimentaires (x2 à x4). La conductivité de l’anhydrite est comprise entre 4.8 et 5.8 W/m/K et 4.8 à 6.5 W/m/K pour la halite contre seulement 1 à 2 W/m/K pour les roches sédimentaires (Clauser and Huenges, 1995). Pour ces raisons, une structure de sel agit comme un conduit pour le transport de la chaleur. Cette trajectoire préférentielle de conduction de chaleur provoque un décalage vertical des isothermes dans la colonne sédimentaire et le flux de chaleur de surface est perturbé (Mello et al., 1995 – Figure I-17). En surface, l’ampleur de la perturbation sera fonction de la profondeur d’enfouissement, de la taille et de la forme de la structure de sel. Cette caractéristique et son impact sur la thermicité est particulièrement intéressante pour ces effets sur la maturation des hydrocarbures.
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Table des matières
INTRODUCTION
LE FLUX DE CHALEUR TERRESTRE
LE REGIME THERMIQUE DE LA LITHOSPHERE OCEANIQUE, UN LIEN FORT AVEC LES PROCESSUS HYDROTHERMAUX HORS AXE
I.2.1 A l’échelle globale : les modèles de refroidissement par conduction de la croûte
I.2.2 A l’échelle locale : les études régionales
I.3 LE REGIME THERMIQUE DES MARGES CONTINENTALES PASSIVES
I.3.1 Architecture et évolution d’une marge passive
I.3.2 Les marges transformantes et zones de transfert
I.3.3 Modélisation du régime thermique des marges
I.3.4 Perturbations du régime thermique
METHODOLOGIE : ACQUISITION ET TRAITEMENT DES DONNEES
II.1 LA MESURE DU FLUX DE CHALEUR
II.1.1 La sonde multi-pénétrations
II.1.2 Le carottier Küllenberg équipé de sondes NKE instrumentation©
II.1.3 Corrections des effets environnementaux sur le flux de chaleur
II.2 LA GEOCHIMIE DES EAUX INTERSTITIELLES
II.2.1 Extraction des fluides
II.2.2 Techniques analytiques
II.3 IMAGERIE DU FOND MARIN
II.3.1 Acquisitions des données de bathymétrie par l’échosondeur multifaisceaux
II.3.2 Le sondeur de sédiments
II.3.3 La sismique réflexion
ETUDE DU SEGMENT OCEANOGRAPHER HAYES -1 (35°N) EN ATLANTIQUE
III.1 PROBLEMATIQUE ET CONTEXTE GENERAL
III.2 PUBLICATION
III.3 DISCUSSION COMPLEMENTAIRE
III.3.1 Quantification des volumes de fluides
III.3.2 Perturbations superficielles des profils de température
III.4 CONCLUSION
LES CIRCULATIONS DE FLUIDES SUR LA MARGE SUD DES BALEARES125
IV.1 INTRODUCTION
IV.2 CONTEXTE GEOLOGIQUE
IV.2.1 Géodynamique de la Méditerranée occidentale
IV.2.2 La crise de salinité Messinienne (CSM)
IV.2.3 Le promontoire et la marge Sud des Baléares
IV.3 RESULTATS
IV.3.1 La campagne Westmedflux
IV.3.2 Données bathymétriques et données du sondeur de sédiments
IV.3.3 Données de flux de chaleur
IV.3.4 Données géochimiques des eaux interstitielles des carottes de sédiments
IV.4 DISCUSSION
IV.4.1 Sources des anomalies thermiques locales
IV.4.2 Existence de systèmes régionaux de circulations de fluides ?
IV.5 CONCLUSIONS
SYNTHESE ET PERSPECTIVES
V.1 SYNTHESE
V.2 PERSPECTIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXES
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