Etude de subsidence et de l'évolution thermique

II .2.1.2 Une compensation isostatique régionale

c) Type Veining-Meinesz: la flexure lithosphérique

La lithosphère est suffisamment rigidepour supporter des charges et se comporter comme une plaque élastique. La compensation régionale se fait sur un rayon de régionalitéR.

â: la rigidité de la lithosphère

Schéma de la compensation régionale de type Veining-Meinesz9 (Hertz, 1884)

II.2 .2 La thermicité

La thermicité se fait par phénomène de conduction, elle affecte la densité de la lithosphère. Par conséquent, l'équilibre isostatique change:

· réchauffement soulèvement

· refroidissement affaissement

Durant le refroidissement, la lithosphère devient dense et lourde, elle s'enfonce alors sous l'effet de son propre poids.

Domaine associé à une perturbation thermique:

A. Thermicité seule,

B. Thermicité et érosion (Angevine et al., 1990).

II.2 BASSINS ET SUBSIDENCE TECTONIQUE

Le terme "subsidence tectonique" englobe la partie de la subsidence causée par desPhénomènes tectoniques actifs qui forment la structure des bassins et des margescontinentales passives. Les sédiments s'accumulent dans la dépression forméetectoniquement et leur poids constitue une charge locale mise en place sur la lithosphère. L'ajustement isostatique (ou la flexure) dû à cette charge amplifiera la subsidence. Cette amplification est la réponse passive de la lithosphère à une charge sédimentaire à la surface. Mais la sédimentation n'est pas la cause principale de la subsidence, car elle s'arrête sitôt le bassin rempli.

La subsidence tectonique peut être déterminée à partir de l'épaisseur et de l'âge dessédiments à l'aide de la procédure de "backstripping" qui enlève les effets del'amplification isostatique (ou de la flexure), des variations du niveau de la mer et de la compaction des sédiments.

L'histoire de la subsidence tectonique reflète la subsidence du bassin due à des facteurs autres que:

- les dépôts de sédiments,

- l'ajustement isostatique accompagnateur.

SUBSIDENCE TECTONIQUE TOTALE = SUBSIDENCE MÉCANIQUE + SUBSIDENCE THERMIQUE

v Calcul de la subsidence tectonique

- LA MÉTHODE DE BACKSTRIPPING

Initiée par Ryan et Watts (1976), la méthode de délestage a été développée par Steckler et Watts (1978) puis utilisée pour calculer le taux de subsidence tectonique de la marge Atlantique EST sur la côte américaine. Sondage COST - B2, marge de New York.

Conditions :

Elle consiste à calculer l'affaissement du substratum d'un bassin en absencede toute charge sédimentaire (délestage couche après couche). La compensation isostatique des sédiments est supposée locale de type Airy(Ryan et Watts (1976).

II.2.1 Rifts

Un rift est une région où la  croûte terrestre s'amincit. En surface, un rift forme un fossé d'effondrement allongé, dont les dimensions peuvent atteindre quelques dizaines de kilomètres de large pour plusieurs centaines de kilomètres de long. Cette dépression allongée, limitée par deux  failles normales dites failles bordières, est le lieu d'une sédimentation le plus souvent lacustre et d'un volcanisme soutenu (Biju Duval ,1999).

La sédimentation peut atteindre plusieurs milliers de mètres d'épaisseur en fonction de l'intensité de la  subsidence. Des incursions marines pendant la période de sédimentation sont parfois observées comme dans le fossé d'effondrement de la Limagne. La formation des rifts est associée, soit dans un stade tardif soit dans un stade précoce (voir rift actif versus rift passif) à l'ouverture de fissures dans lesquelles s'injecte du  magma  alcalin. Les rifts sont ainsi souvent associés à la formation de grands volcans (par exemple le  Kilimandjaro, le long du  rift est-africain ou le strato-volcan du Cantal dans le rift du Massif central).

Parce qu'ils sont le lieu de l'amincissement de la lithosphère, les rifts représentent le stade initial de la rupture lithosphérique. Lorsque celle-ci intervient, le rift devient une  dorsale océanique et constitue la limite entre les deux plaques lithosphériques nouvellement formées. La dorsale est le lieu où, par refroidissement du magma, se forme la  croûte océanique.

Un rift "avorté" n'ayant pas abouti (jusqu'à présent) à la formation de croûte océanique est aussi appelé un  aulacogène.

Rift actif ou passif

La lithosphère continentale est composée d'une partie supérieure de 30km peu dense, la croûte de composition globalement granitique, et d'une partie inférieure de 100km très dense, constituée de  péridotite (roche du  manteau). L'ensemble est appelé la lithosphère et constitue la plaque proprement dite qui se déplace sur du manteau déformable dénommé asthénosphère.

L'amincissement de cette lithosphère, c'est-à-dire la formation d'un rift, peut se produire à la suite de deux mécanismes fondamentaux distincts : le rifting actif ou passif. L'évolution tectonique est alors très différente suivant l'un ou l'autre de ces deux modes d'amincissement.

Un rift actif résulte de l'ascension d'un  panache mantellique depuis les profondeurs de la Terre. Comme un gigantesque chalumeau situé à l'aplomb de la plaque et qui l'amincit par en dessous (phénomène appelé érosion thermique), cette ascension provoque dans un premier temps un soulèvement topographique marqué, dont les causes essentiellement thermiques, ont déjà été modélisées numériquement. Si le  volcanisme peut être synchrone de ce bombement en liaison avec la décompression de l' asthénosphère, l'extension de la lithosphère n'apparaît qu'ensuite, comme une conséquence de ce soulèvement. Il en résulte que la sédimentation est tardive dans l'évolution générale du système. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond à la suite chronologique :

1. soulèvement et volcanisme puis

2. extension, formation des fossés d'effondrement et  sédimentation.

À l'inverse, un rift est dit passif lorsque l'extension résulte de forces trouvant leur origine aux limites de la plaque tectonique. Celle-ci s'étire alors horizontalement comme un chewing-gum, ce qui provoque d'abord en surface des  fossés d'effondrement ( grabens) qui se comblent de sédiments et où le volcanisme est généralement absent. Ce n'est que dans un second temps qu'un soulèvement d'origine thermique et un volcanisme concomitant se produit. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond alors à la suite chronologique:

1. extension et sédimentation puis

2. soulèvement et volcanisme.

Les rifts qui sont des fosses d'effondrement on admet sous ce terme différent acceptations :

v Rift océanique : il s'agit de la structure typique des dorsales dont l'expression peut varier selon les taux d'expansion océaniques et qui généralement représentent le stade ultime de l'évolution des rifts continentaux ; plusieurs types ont pu être distingués selon les mécanismes et les vitesses d'accrétion océanique :

v Rift continental : ce terme est plus ou moins synonyme de fossé d'effondrement mais généralement utilisé soit lorsqu'on est capable de retrace une histoire où la distension lithosphérique du domaine continental (cratonique) est bien identifiée, soit lorsque ce rift a poursuivi son évolution vers une marge continentale avec, après la période de rifting, une période d'ouverture océanique est expliquée par le système de convexion lithosphérique. La merrouge illustrebienl'évolutionrapide d'un rift.

Lorsque la fragmentation continentale augmente jusqu'à ce que les 2 bords (lèvres) du graben qui marquent le rift s'écartent s'étirant et finalement se séparent par rupture de la lithosphère, Il ya alors création progressive de croute océanique au centre du rift et on parlera à partir de ce moment là pour chaque coté de marge continentale. Ce terme représente donc la zone de transition entre croute continentale et croute océanique.

RIFTING

Les mécanismes du rifting font encore l'objet d'hypothèses qui on été raffinées progressivement à partir de concepts thermiques et mécaniques. En effet, les études ont surtout portée sur la partie superficielle de la lithosphère où les observations de surface et l'imagerie géophysique nous renseignent sur les différentes étapes d'évolution (en traitant des cas à des stades différents d'évolution). (Biju Duval, 1999).

II.3 BASSINS ET SUBSIDENCE THERMIQUE