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Cours dispensé par Boris Marcaillou en ST...

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LES MARGES PASSIVES I – Du rifting à la marge passive

Pourquoi une marge passive ne se trouve jamais à la limite d'une plaque lithosphérique (= ensemble qui bouge et se déforme ensemble)? Car il n'y a aucun déplacement actuellement. En effet, à l'heure actuelle, au niveau d'une marge passive on ne compte aucune activité, qu'elle soit volcanique, tectonique (ou très faible), et géodynamique. Ce n'est plus le lieu de déformation, d’où l'appellation «passive». Une marge passive correspond à une limite majeure entre une zone continentale et une zone océanique (pétrologiquement mais pas géodynamiquement). Carte de la distribution des marges passives: on en trouve sur tous les continents, mais tous les océans n'en sont pas bordés de manière homogène. L'océan Pacifique est bordé sur quasiment toutes les limites par des zones de subduction (= ceinture de feu).

Pour ce qui est de l'océan Atlantique (beaucoup plus jeune), toutes ses limites sont des marges passives, à l’exception de: -

Les Caraïbes Les îles Sandwich (aussi appelées petites Antilles du Sud, car leur configuration ressemble à celle des Caraïbes) Gibraltar (probable qu'il y ait eu une zone de subduction arrêtée récemment)

Les marges passives peuvent être de type sédimentaire et non volcaniques, comme en France ou surtout en Ibérie. Mais globalement, les marges passives volcaniques sont dominantes dans le monde.

L’ouverture des océans se fait systématiquement à partir de grands rifts rectilignes. Les points chauds sont un des mécanismes d’initiation du rifting. Localisation des grands rifts: l'association avec des orogènes est fréquente. Avant l’ouverture de l’Atlantique, il y avait un rift sur l'ensemble des grandes montagnes d’Europe et d'Amérique, puis l’Atlantique s'est ouvert sur cet ensemble montagneux. Les montagnes constituent une zone de fragilité car elles sont déformées, contrairement aux grands boucliers (intérieur des plaques). Elles sont donc sujettes à l’anisotropie mécanique, c’est-à-dire que la rigidité de la croûte n'a pas la même valeur dans toutes les directions de l'espace. La résistance des roches est donc plus forte dans une direction que dans une autre, ce qui guide la direction d'ouverture des rifts.

2) Ouverture océanique Il y a 3 stades principaux du continent à l’océan, et deux ensembles géodynamiques: •

Rift continental: étirement et amincissement de la croûte et la lithosphère, qui entraîne une remontée du manteau et des isothermes

•

Marges passives et océanisation: rupture de la croûte de la lithosphère continentales, qui entraîne une accrétion de croûte océanique

À partir du moment où la croûte océanique est à l'affleurement, il peut s'ouvrir un rift océanique.

B) même si la lithosphère est étirée fortement, il n'y a que de la croûte continentale à l'affleurement, donc on parle de rift continental. Au moment où de la croûte océanique apparaît, on peut parler de rift océanique. Un rift est une zone active volcaniquement, sismiquement, en terme de déplacement et géodynamiquement. Pourquoi il devient une marge passive? Car la zone d’ouverture s'éloigne de la zone d'activité. Ainsi, quand la limite entre croûte océanique et continentale (qui correspond donc à la marge passive) sera à plusieurs kilomètres de la dorsale, elle n'aura plus aucune activité. La plaque devient plus dense car la subduction va se déclencher des deux côtés. La subduction est plus rapide d'une côté que de l'autre, ainsi cela va tirer la zone d'activité d'un côté, et l'océan arrêtera de grandir. Quand la création de croûte océanique va s'arrêter, l’océan se ferme.

Le premier à se fermer sera l’océan Pacifique, car la ride médio océanique (= zone d'accrétion) finira par être avalée dans la zone de subduction.

Tous les 400Ma les continents se rassemblent tous (cycle de Wilson). Le cycle de Wilson peut s'arrêter à n’importe quelle étape, tout dépend de comment les forces d’extension vont s’organiser. Tant que la déformation augmente en même temps que la contrainte, le système peut fonctionner. Si la contrainte cesse d'augmenter, le rift est avorté: c'est le cas du Rhin.

Les systèmes parfaitement symétriques n'existent pas, le cisaillement pur est un modèle, mais généralement la réalité se rapproche des modèles composites. Le cisaillement simple et composite sont les plus fréquemment constatés.

Une marge passive sédimentaire est différente d'une marge passive volcanique de part sa structure complètement différente.

3) Structure rhéologique de la lithosphère D'un point de vue rhéologique, il existe 4 couches lithosphériques: -

La La Le Le

croûte fragile croûte ductile manteau fragile manteau ductile

Il existe deux limites: -

Une limite chimique entre la croûte et le manteau L'isotherme 1300/1350°C entre lithosphère et asthénosphère

La contrainte déviatorique est la différence entre contrainte maximale et minimale: σ1 - σ3 qui définit la direction de la contrainte.

Le comportement cassant dépend essentiellement de cette contrainte déviatorique. En ce qui concerne la facturation, la partie de la croûte fragile se casse en surface, et en dessous c'est le manteau fragile qui casse.

Déformation du quartz (majoritaire dans la croûte) et de l’olivine (majoritaire dans le manteau): Dans la croûte ductile et dans le manteau ductile se produisent du cisaillement. ε = déformation, T = température

Les droites représentent les zones fragiles (augmentation de la contrainte), et les courbes les zones ductiles (augmentation du comportement ductile).

Dès qu'on croise la droite le matériau se casse. À partir d'un moment il ne se casse plus, et subit une déformation ductile. À Z1 la profondeur est trop importante, et les roches ne peuvent pas se casser donc se déforment de manière ductile. À cette profondeur, la déformation ductile est rencontrée avant la déformation cassante.

4) Évolution thermique post-rift et subsidence

La résistance dépend aussi de la température car celle-ci fait bouger les courbes. À un moment donné, si la température est très élevée ou que la déformation est très importante, le comportement fragile du manteau disparaît.

Il n'y aurait pas d’évolution post rift s'il n'y avait pas de subsidence. La détumescence thermique est une composante importante, elle correspond à la contraction des roches lorsque la température diminue.

La subsidence initiale correspond à la tectonique due à la facturation. Une marge passive en s'éloignant se refroidit, se contracte et subside. En plus, des sédiments se déposent dessus ce qui ajoute une subsidence de charge. L'isostasie est l'état d’équilibre d'une roche au dessus d'une surface de compensation par rapport au manteau au dessous. En équilibre isostatique, tout ce qui est au dessus de la surface pèse le même poids que ce qui est au dessous. Si la zone est allégée il y aura un rebond, c’est-à-dire que la zone va remonter.

Comment l'équilibre isostatique permet-il de passer d'un déséquilibre (par exemple création d'un nouvel océan) à un nouvel équilibre? Dans le cas d'un système étiré, les couches diminuent d'épaisseur, et le manteau remonte. Un rééquilibrage thermique prend beaucoup plus de temps pour revenir au gradient initial géothermique d'équilibre. La définition de la diagenèse se fait donc en fonction du temps, de la pression et de la température. Cela permet le passage des marges sédimentaires à volcaniques. Dans un premier temps, il y aura diminution de profondeur, puis de température.

II$– Les Marges passives sédimentaires Un exemple typique est la marge de la Galice (au Nord du Portugal) dans la province Ibérique Atlantique.

1) Formation tectonique

Vision simpliste sur ce document:

2 mécanismes potentiels permettent l’ouverture d'un rift: -

-

Passif: la zone du rift n'est pas responsable elle-même de ce qui va lui arriver, la cause n'est pas située à l'endroit où le rift est localisé Actif: il existe une anomalie thermique locale, toute la déformation de cette zone y est liée

La croûte continentale est étirée, donc amincie par le rift qui fait de l’extension tectonique. Si à un endroit où la lithosphère à été étirée se trouve une grosse anomalie thermique, alors une marge plus importante se met en place: la marge sédimentaire volcanique (ou VPM) SPM: domination de l’extension tectonique, pas trop d’anomalie thermique, donc il n'y a pas beaucoup de matière en dessous.

La marge de la Galice est une démonstration du modèle. On trouve 4 types de déformations successives: -

L'étirement: il cause la fracturation et des failles normales assez raides (60°) sur la croûte continentale et le manteau fragiles Plus de failles normales augmentent l’extension: il se crée des zones de cisaillement dans les zones ductiles, et pendant ce temps là formation de blocs basculés (vers la marge) dans le domaine de la croûte fragile au niveau des failles normales. Dans le manteau fragile se produit du boudinage. Le manteau ductile remonte de plus en plus, et finit par recouper le manteau fragile puis la croûte.

Le système devient à 3 couches, puis à 2, et enfin à 1: à la fin il ne reste plus que le manteau ductile (d). Le cisaillement se produit dans la croûte ductile mais pas dans la cassante, où il y aura à la place des décollements ou détachements. Idem pour les manteaux. Un décollement est une surface de cisaillement qui se met en place dans ou parallèlement à une limite de couche. LCSZ: zone de cisaillement dans la croûte MSZ: zone de cisaillement dans le manteau Le Moho se trouve normalement entre la croûte ductile et le manteau cassant, mais s'il n'y a plus de manteau cassant il sera entre le Moho ductile et la croûte cassante. Il peut également être entre croûte océanique et manteau ductile (Moho jeune, dès que la croûte océanique est solidifiée il y a formation de Moho).

Modélisation analogique: faite avec des bacs à sable déformés pour essayer de reproduire la déformation de la croûte océanique. Il faut des matériaux qui ont environ les mêmes propriétés rhéologiques, par contre le problème du temps se pose. On utilise le silicone pour les matériaux ductiles, le miel pour le fluage et le sable humidifié pour les matériaux cassants.

Ombre chinoise: déformation de la partie crustale et ductile.

Silicone: gris et orange Sable: noir (voir le jeu des failles) Au dessous se trouve le dessin d’interprétation. On s'est servi de ces modèles analogiques pour identifier les stades.

À partir de ces modèles on peut faire une interprétation de ce qui est vu sur les modèles sismiques. C'est mis en évidence par les modèles analogiques.

À l’échelle de l’ensemble du système, on peut voir une sorte de symétrie, mais si on va plus dans les détails on voit que le modèle est asymétrique, guidé par des failles préexistantes.

2) Structure superficielle La structure représente l’évolution crustale et la facturation. -

Système de failles normales et de blocs basculés Sédiments qui vont venir épouser la forme des blocs

Quelque soit la marge observée, on observe toujours une présence plus ou moins importante de blocs basculés (=graben). Les failles normales sont plutôt raides.

Si la déformation est trop importante, il n'y aura plus de failles normales car celles-ci sont trop coûteuses en énergie, et plutôt des blocs basculés, qui constituent une accommodation à l'espace et sont donc moins coûteux. Le basculement se fait majoritairement vers le continent. Les failles normales sont celles qui jouent pour permettre le basculement d'un bloc. Une bonne partie se fait sous l'eau, qui constitue un environnement de dépôt. Les sédiments enregistrent la déformation tectonique. Le prérift se déforme de la même manière que le socle. Le passage des sédiments prérift à synrift est vu par une discordance, qui correspond à une discontinuité géométrique entre deux strates. Pour le voir, on cherche là où les réflecteurs font des angles, on parle de discordance angulaire.

La caractéristique principale des sédiments synrift est d'être disposés en éventail, car ils se déposent en même temps qu’à lieu le basculement des blocs (qui sont souvent bordés par plusieurs failles). Quand le dépôt des sédiments synrift se termine, on peut observer une nouvelle discordance, appelée break up. Elle n'est pas toujours marquée de manière angulaire, mais les sédiments ne font plus d’éventails et sont tous horizontaux. Le break up peut être diachrone, c’està-dire apparaître à certains moments puis disparaître.

Profil sismique (partie bas = suite partie haut) Échelle: std signifie seconde temps double (exemple: si 5, l'onde à mis 5 secondes pour traverser et revenir à l'émetteur). Forage de l’IODP, qui est un des plus anciens programmes de Géosciences et fait principalement des forages.

Éventails synrift: exemple du modèle analogique

Une faille ne fonctionne jamais de manière continue, mais plutôt de manière irrégulière. C’est-à-dire qu'elles fonctionnent de manière saccadée (d’où les séismes et les sédiments diachrones). A chaque fois que la faille bouge il y a des effondrements de type turbidites qui marquent ce phénomène aussi. Quand un bloc arrête définitivement de bouger, les sédiments postrift se déposent.

Exemples corrigés pour repérer les discordances:

Il existe 4 grands domaines: -

Croûte continentale préservée non étirée Croûte continentale fortement amincie et déformée TOC Domaine de croûte océanique à océanique néoformé

ROV: robots qui descendent dans les fonds océaniques, ou le Nautile. Ils peuvent prélever très précisément sur des nez de blocs, où on voit la même chose que le long des failles (mais plus accessibles), c’est-à-dire des granodiorites (croûte continentale). Suivant le chemin, on peut prélever des sédiments postrift, synrift et prérift. Sur ce domaine éloigné des côtes on retrouve bien tout le matériel continental. Il y a toujours un réflecteur S intracrustal.

3) Structure profonde Il existe deux méthodes sismiques: -

-

Réflexion: on enregistre des ondes réfléchies. Le temps d'arrivée correspond au temps double du parcours, donc on divise par deux, et convertit la vitesse de propagation selon le milieu (traversée de l'eau dont la vitesse de propagation est de 1500 m/s pour les ondes P, tandis que dans les sédiments cette vitesse dépend de la compaction/densité, la nature des sédiments, la granulométrie, teneur en fluides…) La réfraction: elle sert à connaître la vitesse dans les sédiments. Comme v = d/t on trouve la distance, et seule elle donne la vitesse (en temps double aussi)

Si la vitesse du milieu est plus rapide les ondes arrivent plus vite, sinon elles arrivent plus lentement. L'arrivée du réflecteur ne dépend pas forcément que du milieu, mais aussi de la vitesse de propagation dans les milieux au dessus. Ce phénomène est appelé pull up ou pull down.

Des variations latérales de vitesse entraînement des alternances de pull up et down. A chaque fois que les récepteurs reçoivent des ondes, elles forment une amplitude, et ces amplitudes forment une ligne. Un réflecteur est une image en sismique d'une interface ou d'une limite de couche en réalité (pas tous, mais chaque interface donne un réflecteur en imagerie). Une image est déformée par acquisition, et la sismique de réfraction permet de corriger la profondeur des réflecteurs ainsi que leur géométrie. Pour la réfraction,

on augmente la zone entre émetteur et récepteur, et les ondes vont se propager horizontalement.

Les distances A-B et C-D se trouvent dans l'eau, donc la vitesse de propagation des ondes y est de 1500 m/s. La réfraction permet de déplacer chaque réflecteur à sa position réelle, et de connaître sa forme réelle.

De part et d'autre ce réflecteur S à une très forte réflexion, et des sous vitesses très fortes au-delà de 7. Parfois il épouse le socle ou la couverture, donc le réflecteur S est un Moho.

Parfois, la croûte est tellement amincie qu’elle n'existe plus. L’équivalent du réflecteur S est trouvé partout. Ce document est un profil sismique plus récent (2013):

TOC: différentes méthodes d’observation -

Dragage: on fait descendre une drague (sac avec des dents) tirée depuis un bateau Forage: on fait remonter une carotte sédimentaire (jusqu'à 20m) ou de roches (50m) Plongée: permet de prélever plus précisément

Profondeur où le magma cristallise: donne des basaltes et gabbros (croûte océanique). Un magma dont une partie à été exhumée sans transformation ou une quantité de roches mantelliques qui n'a pas fondu donnent des gabbros ou des basaltes, dont toute la péridotite à disparu s'ils ont été exhumé très rapidement. La transition océan/continent (TOC) est marquée par des marges sédimentaires ou volcaniques. Dans ces marges se trouvent de l'olivine en majorité, des éléments ferromagnésiens (clino/orthopyroxènes), des grenats, des spinelles et des plagioclases. On trouve différents noms selon la composition en ces éléments, dont le plus connu est la Lherzolite.

4) Les roches mantelliques

Vue en lame mince: La péridotite alternée sous l'eau donne un roche très verdâtre appelée serpentine (péridotite exhumée sans se transformer en basalte et altérée par l'eau).

Si un matériel croise le solidus, il subira la fusion partielle. Dans la zone des TOC, la zone de fusion partielle est relativement petite. On a donc des roches péridotite à la surface, et une majorité de roches aura une forme mantellique en surface (serpentine). Cette fusion partielle produit un peu de gabbro, mais n'est pas assez longue pour modifier la roche. C'est le cas aussi de l’exhumation en rift continental où il n'y a pas de dorsales où se ferait la création de basalte ou de gabbro. Ainsi, la TOC est limitée dans l’espace. L’altération de cette roche est tellement importante grâce à la serpentine qu'elle est friable.

À l’échelle microscopique, on voit une foliation qui penche vers le continent. Que ce soit du micron à des kilomètres, on peut voir le sens de cisaillement d'une déformation ductile.

Tardivement, on voit des gabbros fracturés associés aux péridotites comme enclaves. La déformation des péridotites est la même que celle des gabbros, c'est une déformation par cisaillement. Si on arrive à dater les amphiboles, on peut dater un rift continental.

La fusion partielle totale sous les rides médio-océaniques pourrait se faire si on partait du 2) En partant de 1), la fusion partielle est incomplète, et la péridotite pourrait être exhumée en l'état.

L'étirement cause une diminution de pression: -

-

Remontée adiabatique, car la température varie très peu dans un premier temps, pendant la remontée des roches. Cela leur permet de franchir leur solidus. Fusion partielle limitée car le domaine est court

Mylonitisation: déformation (ductile, foliation et bandes de cisaillement). La serpentine est un marqueur de l'arrivée à l'affleurement.

Péridotite fraîche: roche très dense à vitesse rapide Serpentine: vitesse plus faible L’altération avec l'eau diminue avec la profondeur, l’évolution est graduelle. Cela dessine une sorte de ride de serpentinisation, avec pas les mêmes roches de chaque côté. Plus la serpentinisation est avancée, plus la vitesse est lente. Latéralement, elle est liée à la présence de croûte continentale ou océanique. On sait reconnaître l’évolution de la vitesse avec la profondeur qui correspond à la croûte océanique ou continentale.

Synthèse sur la marge de Galice

Il existe différentes méthodes d’investigation aboutissant à avoir une idée globale du système. Plusieurs grands domai...