sédimentation des marges continentales

SSéédimentation et structure des marges continentales dimentation et structure des marges continentales Techniques dTechniques d ’’explorationexploration

ETOPO 1

Isabelle Thinon (BRGM)

Mercredi 19 octobre 2011 - ISTO I. Thinon – BRGM

Points abordPoints abord ééss

> Généralités et définition d’une marge continentale

> Structure et architecture sédimentaire des marges

• Les Marges continentales passives

– non-volcanique

– Volcanique

– Les modèles de formation du rift à la marge

• Les Marges continentales transformantes

• Les Marges continentales actives

> Sédimentation sur les marges continentales

> Pourquoi étudier les marges

> Méthodes d’investigations


QuQu’’estest --ce quce qu ’’une marge continentale?une marge continentale?

� C’est une bordure de continent

� C’est une zone de transition entre un continent, constitué de croûte continentale et une plaque

océanique, constitué de croûte océanique.

ETOPO 1

Les marges continentales recouvrent 11% de la surface de la Terre

1. Marges continentales passives

2. Marges continentales transformantes

3. Marges continentales actives

12 plaques lithosphériques*3 frontières de plaque

* Plaque lithosphérique: Ensemble rigide formé de la croûte et de la partie superficielle du manteau supérieur comprise entre la surface et 70-150 km de profondeur. Les plaques reposent sur l’asthénosphère, un milieu solide, ductile. Elles sont délimitées par des zones actives ou limites de plaques. Actuellement, il y en a 12.

Frontière divergenteExtension au niveau de la dorsale

Frontière transcurrenteGlissement entre plaque le long d’un décrochement ou d’une faille transformante

Frontière convergentezone de subduction


Golfe du Lion. Source (Ifremer, SHOM)MNT (BRGM)

Marge continentale passiveMarge continentale passive

Connaissance avant et après 1990



Marge continentale passiveMarge continentale passiveDéfinitions et généralités

Marge continentale passive (ou stable):

-Zone de transition entre une masse continentale et la

croûte océanique, qui se crée au sein de la même plaque

lithosphérique.

-Elle ne présente pas d’activité sismique et volcanique.

-Induite par des contraintes de distension « lointaines »

(~perpendiculaire à l’axe du rift)

-Issue d’une phase de rifting qui a aboutit à la rupture

lithosphérique et l’accrétion océanique

� formation de 2 marges continentales passives dites

marges conjuguées.

-Lieu où la croûte continentale s’amincie (30 -> 0 km)

-Lieu où les sédiments transitent du continent à la plaine

abyssale.

Tirés des cours de Barriers


Où sont-elles ?

-Océan atlantique-Océan Arctique-Océan Indien occidental-Australie-Antarctique-Méditerranée occidentale : Corse, Sardaigne, Provence (golfe du Lion)




Sa morphologie

-Plateau continental: 0 – 200 m

Pente très faible (~0.1°), Largeur (5 à 1500 km), Epaisseur crustale (~30-35 km)

-Pente continentale (talus): 200 – 4000 m

Pente importante (1-5°) et étroite (10 – 100 km), Entaillée de canyons sous-marins, lieu de l’amincissement crustal (30 à qq km).

-Glacis continental: 2500–5000 m

Accumulation de sédiments au pied de la pente

-Plaine abyssale : 2500- 5000m

Socle: croûte océanique À proximité de la pente, lieu de la Transition Océan/Contient (TOC)



Carte bathymétrique



Reconstruction cinématique (Gueguen, 1990)Fermeture du bassin liguro-provençalD’après Gueguen(1990)

2 types de marges continentales en fonction de la quantité de sédiments déposés

-Marges maigres (ex: Marge armoricaine du Golfe de Gascogne)

-Marges nourries (ex: Marge du Golfe du Lion, Marge du Gabon)

2 types de marges continentales en fonction de la largeur de l’amincissement crustal

-Marge étroite (< 50km): Marge de Provence, Marge armoricaine (Golfe de Gascogne)

-Marge large (> 100km) : Golfe du Lion

SO africaine d’après Séranne et Anka (2005)Marge armoricaine d’après Montadert et al. (1979)



Marge continentale passiveMarge continentale passiveStructures

Diversité des structures partie distale de la marge et TOC

Mutter et al. (1987)

Connaissances avant 1990

1. Marges continentales passives non-volcaniques

2. Marges continentales passives volcaniques

Marge non-volcanique

Marge volcanique

Connaissances après 1990

Gernigon et al. (2005)





Marge non-volcanique- C.C. amincie caractérisée par une succession de blocs basculés vers l’océan -C.C. directement adjacente à la croûte océanique-TOC est abrupte




Connaissances avant 1990


Marge volcaniqueMarge volcanique-C.C. amincie caractérisée par des blocs inclinés vers le continent. -Présence d’une masse volcanique épaisse au niveau de la TOC.







Au niveau de la TOC


-TOC : zone de dimension non négligeable-Croûte transitionnelle ni océanique, ni continentale (Manteau serpentinisé exhumé) entre la croûte océanique et la C.C. amincie

Marge volcanique-SDR-Corps sous-plaqué de vitesse élevé (> 7 km/s)


Sa structure

-La TOC était supposée abrupte.

-C.O. issue d'une accrétion lente à l'axe d'une dorsale.

-C.C. amincie, caractérisée par une succession de blocs basculés bordés par des failles normales (listriques)

-L'architecture sédimentaire respecte la nomenclature classique pré-, syn- et post-rift, (Prosser, 1993).

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueStructure – connaissance à la fin du 20 ème siècle

CM16 (Montadert et De Charpal, 1979)Thinon, 1999

Partie proximalePartie distale

Rebord de plateau

Thinon, 1999

Coupe perpendiculaire à la marge des Entrées de la Manche (Golfe de Gascogne)


La séquence sédimentaire est généralement subdivisée en trois catégories:

-Les sédiments prérifts (antérift) : dépôt avant toute déformation liée au rifting. Tout comme la C.C., ils sont faillés et basculés durant la phase de rifting.

-Les sédiments synrifts : dépôt au cours du rifting (s.s.), pendant l’activité tectonique d’extension. Forment des éventails sédimentaires au pied de la faille bordière.

-Les sédiments postrifts : premiers sédiments à être déposés sur la croûte océanique. Ils recouvrent la marge, en lissant la topographie. Ils sont sub-horizontaux sans aucun épaississement ou convergence de réflecteurs.

: les sédiments synrifts peuvent apparaître comme des sédiments postrifts: Ex 1) un taux de sédimentation trop faible limite l’enregistrement des mouvements tectoniques; 2) Des failles aux géométries plates ne favorisent pas la rotation du bloc.

La séparation entre les sédiments pré- et synrift et les sédiments post-rift = la discordance sédimentaire du breakup.

�� Définition initiale: surface de non dépôt ou d’érosion dont le hiatus sédimentaire est significatif. Elle sépare des sédiments plus anciens de sédiments plus jeunes (Falvey, 1974; Driscoll et al., 1995),

�Considérer comme limite temporelle et spatiale de la rupture continentale (indicateur de la fin du rifting)

!D:\TEMP\Images_marges\sismi3b.gif

Marge continentale passiveMarge continentale passiveArchitecture sédimentaire – zone proximale

D’après Peron-pinvidic- 2006

Exemple d’image sismique (Marge ouest-ibérique)


Nouvelles observations �� mise en cause des concepts basés sur l’architecture sédimentaire

Intervalles sédimentaires syn- et post-rifts :

�Les « structures en éventail », interprétées comme séquence « synrift », non limitées au domaine continental, mais également observées dans la TOC et sur la croûte océanique.

Pour une meilleure caractérisation des différentes phases de rifting, � distinguer les sédiments "syn-formation de la marge proximale", "syn-formation de la marge distale", "syn-basculement des blocs continentaux", syn-exhumation mantellique"…

�terme utilisé = sédiments syn-tectoniques (Peron-Pinvidic, 2006)

Discordance sédimentaire de breakup

�Selon Peron-Pinvidic (2006)

�La discordance sédimentaire de breakup n’est pas une limite temporelle mais graduelle (marge ibérique ~ 20 Ma).

�La rupture continentale n’est pas une frontière géographique donnée, mais coïncide avec la mise en place d’une large zone transitionnelle (> 160 km).

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueArchitecture sédimentaire – zone distale et TOC

Peron-pinvidic- 2006


D’après Manatschal, 2010

Terre-Neuve Ibérie

Études géophysiques

20 km

Sismique réflexion

Zones avec anomalies magnétiques

Zone magnétiquement calme

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueStructure - c onnaissance en ce début de 21 ème siècle

Exemple: marges conjuguées Ibérie/Terre-Neuve (Atl. N)


Terre-Neuve Ibérie


Sismique réflexion

Sismique réfraction


20 km




Terre-Neuve Ibérie


20 km

Sismique réflexion



Forages ODP




Peron-Pinvidic_2006

Terre-Neuve Ibérie


Sismique réflexion



Forages ODP




Qu’est ce que la Transition Océan-Continent (TOC)?

3 hypothèses émises pour définir la TOC d’une marge continentale passive non-volcanique

-une croûte océanique accrétée au niveau d’une dorsale lente à très lente (Sawyer, 1994; Whitmarsh and Sawyer, 1996),

-une croûte continentale étirée, amincie, découpée et intrudée par des matériaux ignés (Whitmarsh et al., 1990a; Whitmarsh and Miles, 1995; Whitmarsh and Sawyer, 1996)

-un domaine d’exposition de manteau mantellique suite au fonctionnement d’une ou plusieurs structures d’extension (Beslier et al., 1996; Krawczyk et al., 1996; Pickup et al., 1996; Discovery 215 Working Group, 1998; Chian et al., 1999; Dean et al., 2000).

� A l’heure actuelle, du point de vue géologique, les caractéristiques de la TOC se résument à la présence d'une zone de manteau subcontinental exhumé à composition variable, recouvert localement par des allochtones d'origine continentale et par des brèches tectono-sédimentaires.


Peron-pinvidic- 2006

D’après Peron-pinvidic- 2006



Marges continentales passives non-volcaniques

Marges continentales passives volcaniques


Leurs caractéristiques:

VanAvendonk et al. (2009); Péron-Pinvidic and Manatschal (2009); Manatschal and Müntener (2009)

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueStructure - c onnaissance géologique en ce début de 21 ème siècle

� Marges distales sont assymétriques et complexes

� Caractérisées par des blocs de socle, bordés de failles normales (à regard vers l’océan).

� Caractérisées par une croûte continentale fortement amincie,

� Peu ou pas de magmatisme.

� La croûte océanique est anormalement fine.

� Système sédimentaire complexe (changement d’architecture et nouvelles sources)

� TOC est transitionnelle, entre les C.C. et C.O., à caractère ni océanique ni continentale

� 3 domaines mantelliques : Manteau sub-continental (hérité), enrichi (infiltration), océanique (extraction)

� Evolutions tectonique et magmatique poly-phasées

� Evolutions isostasique et thermique complexes

Nouvelles observations impliquent des changements importants dans les modèles de formation.

Manteau sub-continental

Manteau enrichi

Manteau océanique


Marge continentale passive non-volcanique française ex: Golfe du Lion / Marge de Sardaigne

ex: Marge armoricaine (Golfe de Gascogne)

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueQuelques exemples



Marge angolaise (Atlantique Sud)



Marge fossile (Alpes)

Observation des structures du rifting et leurs relations avec les sédiments

Faille de forts pendagesQuand et où?

Failles de détachement au toit du socleQuand et comment se forment-elles?

Exhumation du manteauRelations avec les processus magmatiques?




Marge continentale passiveMarge continentale passiveStructures des marges

Diversité des structures

1.Marges continentales passives non-volcaniques

2.Marges continentales passives volcaniques


Connaissances avant 1990 Connaissances après 1990

Etude de partie distale de la marge

-Etude de la TOC

Gernigon et al., 2005


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueOù les trouver?

Marges continentales passives volcaniques font partie des grandes provinces ignées, qui se caractérisent par des emplacements massive de roches extrusives mafiques et des roches intrusives sur des périodes de temps très courtes (White & McKenzie, 1989; Menzies et al., 2002).

Germigon (2005)


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueLeur structure

Leurs caractéristiques

-Activité volcanique importante dominée principalement par des magmas tholéitiques : Grand volume de magma mis en place à la TOC durant les premiers stades d'accrétion. �SDR (seaward-dipping reflector) = réflecteurs sismiques inclinés vers le large (SDR océanique, externe, interne)

�La déformation en extension, très rapide, s’accompagne d’une fusion catastrophique du manteau et de l’accrétion d’une croûte magmatique épaisse.

�Les failles qui accommodent l'extension sont en partie syn-magmatiques et à pendage vers le continent.

�Elles sont associées au développement d’anticlinaux en roll-over, d’échelle crustale.

�Présence de nombreux sill/dyke intrudant le bassinsédimentaire pre-breakup

�L’absence de forte subsidence sur la marge passive durant et après la Breakup

White, 1992

Geoffroy, 2005

Linedrawing (interprétation de profil sismique)

Coupe schématique type d’une marge volcanique


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueLeur structure

Leurs caractéristiques (suite)

�Présence de croûte inférieure ayant des vitesses sismiques de propagation anormales(7.1-7.8 km/s), appelés corps de croûteinférieure [LCB, lower crustal bodies] (Planke et al., 1991; Eldholm et al., 2000).

�Le corps LCB souvent localisé le long de la TOC mais peut s’étendre sous la croûtecontinentale. Geoffroy, 2005Coupe schématique type d’une marge volcanique

White, 1992

Exemples de modèle de vitesse le long d’un profil perpendiculaire à la marge


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueLeur structure. Ex: marge de Norvège et du Groenland

GroenlandVôring - NorvègePlateau de Rockall

Profil de sismique réflexion, Hopper et al. (2003)

20 km

50 km

modèle de vitesse sismique de propagation Hopper et al. (2003)

� SDR� Présence d’un corps sous-plaqué de

vitesse anormale (7.1-7.4 km/s)� Zone d’amincissement crustal étroite



GroenlandVôring - NorvègePlateau de Rockall

Plateau de Vöring�SDR�Présence d’un corps sous-plaqué de vitesse anormale (7.1-7.4 km/s)�Faille normale à regard vers le continent.�Sill magmatique dans le bassin sédimentaire pré-breakup�Zone d’amincissement crustal est large



Groenland

Modèle de vitesse sismique des marges conjuguées (groenland/rockall).

Vôring - NorvègePlateau de Rockall

� Marge continentale passive volcanique est asymétrique et complexe


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueQuelques exemples

Marge continentale passive volcanique de Namibie (Atl. Sud)

Marge continentale passive volcanique

Marge continentale passive non-volcanique

Segmentation des marges


Stade initial

Stade « rift »: rift actif ou passif

Cause de l’amincissement lithosphérique initial = le riftingformation de rifts (fossés d’effondrement)

Naissance des marges conjuguées = le driftingaccrétion océanique

Stade Marge volcanique

ou non-volcanique

D’après M. Seranne – cours MasterI Montpellier

Mature

Jeune

Marge continentale passiveMarge continentale passiveLeur formation


Mode d’amincissementDeux phénomènes peuvent être à l’origine de l’amincissement initial : Rifting actif ou passif

Rifting actif : phénomène thermo-mécanique mettant en jeu l’apparition d’une anomalie thermique (ex: plume mantellique ).Il est dirigé par la convection du manteau asthénosphérique chaud qui remonte sous la base de la lithosphère continentale induisant :

�amincissement de la plaque lithosphérique�bombement régional de la plaque lithosphérique

Rifting passif : phénomène dynamique mettant en jeu des contraintes surtout horizontales au sein de la lithosphère qui trouvent leur origine aux limites de plaque.

�extension de la croûte et du manteau lithosphérique �amincissement important au niveau de la remontée du manteau asthénosphérique.

Note : l’asthénosphère remonte de manière passive en réponse à l’amincissement de la lithosphère.

D’après L. Barrier (2009) et Peron-pinvidic (2006)

(Sengor and Burke, 1978)

Marge continentale passiveMarge continentale passiveLeur formation : stade rift


Diversité des rifts, des déformations, ..

D’après L. Barrier (2009) et Peron-pinvidic (2006)

Les déformations observées sur les rifts peuvent être expliquées par:

• la structure thermique de la lithosphère (voir de l’asthénosphère): La température contrôle la rigidité de la lithosphère, le mode et le style de déformation, la subsidence et le soulèvement, le métamorphisme, la génération de magmas.

• la rhéologie de la lithosphère contrôle le style de la réponse de la lithosphère aux contraintes et joue un rôle majeur dans la détermination de la morphologie, de la sismicité et de la distribution des failles dans les zones de rift.

• l’héritage structural contrôle les zones de faiblesses

• les facteurs temporels : Le temps est un paramètre déterminant dans l’étude des processus de rifting: l’âge absolu d’un rift et la durée de rifting placent son développement dans un contexte d’ordre régional ou global et la durée des différents stades de déformation permet de distinguer la nature passive ou active des processus d’extension.

• les taux d’extension .

L’interaction de ces paramètres physiques détermine l’éventuel développement d’un rifting, les caractéristiques de subsidence et de soulèvement, le mode de déformation d’extension.

Marge continentale passiveMarge continentale passiveLeur formation : stade rift

Bassin de Parentis

Manatschal d’après Pinet et al., 1987


Modifié d’après Ziegler, 1994 et Barriers

� Amincissement symétrique et homogène dans toute la lithosphère

� marges continentales passives conjuguées identiques

Phase de subsidence initiale ~ simultanée de l’étirement

� Amincissement asymétrique dans toute la lithosphère

La remontée max. du manteau lithosphérique n’est pas àl’aplomb de la zone d’amincissement max. de la croûte.

� marges continentales passives conjuguées asymétriques

� Amincissement asymétrique dans la croûte et symétrique dans le manteau supérieur.

La CC inférieure et le manteau se déforment ductilement.

� marges continentales passives conjuguées asymétriques

Lieu d’amincissement max

Mode d’amincissement La réponse mécanique de la lithosphère aux contraintes d’extension est variable.

Principalement 2 mécanismes ont été proposés pour expliquer l’accommodation de l’extension par la lithosphère : cisaillement pur et cisaillement simple .

Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueLeur formation : du rift aux marges – anciens modèles


Marge continentale passive Marge continentale passive nonnon --volcaniquevolcaniqueLeur formation : du rift aux marges – nouveaux modèles

étire

men

tA

min

ciss

emen

tA

ccré

tion

océa

niqu

e

Modélisations numériques et analogiques

VanAvendonk et al. (2009); Péron-Pinvidic and Manatschal (2009); Manatschal and Müntener (2009)

Kusznir & Manatschal, 2010?


Marge continentale passive volcaniqueMarge continentale passive volcaniqueLeur formation : du rift aux marges – modèles

Les concepts de rifting passif et actif sont appliqués à la formation des marges continentales passives volcaniques

Geoffroy, 2005

Mod

e pa

ssif

Mod

e ac

tif

Rupture et accrétion océanique

Rupture et accrétion océanique

Rifting

Stade de riftVolcanisme +

Trap Marge passive volcanique

Marge passive non-volcanique



Marge continentale transformanteMarge continentale transformante


Marge continentale transformante.

-La transition continent/océan se fait au sein de la même plaque lithosphérique.

-Induit par des contraintes de distension obliques à parallèles à la limite séparant les deux masses continentales

Marge continentale transformanteMarge continentale transformanteDéfinitions et généralités

Mascle et Basile, 1998; Basile, 1990

C.C.C.C. amincie

C.O.





-3 Stades :

1. Marge transformante intracontinentale (MTI)

2. Marge transformante active (MTA)

3. Marge transformante passive (MTP)



stade MTI

Stade MTA

MTP

C.C.C.C. amincie

C.O.





-3 Stades :

1. Marge transformante intracontinentale (MTI)

2. Marge transformante active (MTA)

3. Marge transformante passive (MTP)

-Lieu où la croûte continentale s’amincie (30 -> 0 km)



stade MTI

Stade MTA

MTP

Loncke (Modified from Sage et al., 1997 & 2000)

C.C.C.C. amincie

C.O.



Morphologie

-Plateau continental: 0 – 200 m; allongé et étroit

-Pente continentale: 200 – 4000 m

• Pente linéaire, très étroite et très raide (Marge de Ghana > 10°, peut atteindre 20 ou 30°)

• Surface d’érosion ou de non-dépôt

• Dans son prolongement: Ride marginale (toit = surface

d’érosion héritée d’une surrection antérieure)

• Transition CC/CO raide ; dénivelé important du Moho(10-12 km sur une distance de 10km)

• Contrastes importantes entre deux lithosphères différentes (nature, âge, épaisseur, rhéologie, Thermicité)

-Plaine abyssale : croûte océanique


Mascle et Basile, 1998Basile, 1990

Loncke (Modified from Sage et al., 1997 & 2000)


Marge continentale transformante.Localisées dans le prolongement d’anciennes zones de fractures océaniques : les failles transformantes.


GhanaCôte d’Ivoire

Surinam-Guyane

Libéria-Côte d’Ivoire

Sénégal

Niger

Côte d’Ivoire-GhanaAmazone

marges transformantes passives = Marge Côte d’Ivoire Ghana – Marge de Guinée

(Loncke, 2011 d’après Patriat)

Marges encore peu connuesÉtudes scientifiques relancées sur cet objet



Marge continentale activeMarge continentale active


La fosse de Puerto Ricohttp://en.wikipedia.org/wiki/Oceanic_trench

Où sont-elles?

-Océan Pacifique: « ceinture de feu »

-Mer de Chine (Philippines; Fosse de Manille)

-Océan Indien : Indonésie

-Méditerranée orientale (crête, Calabre)

M. Nafi Toksoz (1975)

Marge continentale activeMarge continentale activeDéfinitions et généralités

Marge active ou (instable):

�C’est une limite de plaques lithosphériques convergentes

�Zone de subduction : Une plaque lithosphérique plonge sous une autre plaque dans l’asthénosphère •Subduction océanique :

- Océan/Continent (67%): subduction andine

- Océan/Océan (15%): subduction des Mariannes, arc des Antilles

•Subduction continentale:

-Continent/Continent (17%) = subduction se prolonge après la collision (Himalaya)

-Continent/Océan (1%)

�Activités sismique et volcanique Importantes

�Lieu d’épaississement de la lithosphère + création de reliefs


Marge active ou (instable)


Foss

e

Prism

e d’

accr

étio

n

Bassin

d’a

vant

-arc

Arc v

olca

niqu

e

arc

stru

ctur

al

Bassin

d’a

vant

-pay

s

Bassin

d’a

rrièr

e-ar

cMorphologie

-Plateau continental: Étroit, inexistant

-Pente continentale: Pente forte (10-20°) et étroite

On peut rencontrer :


La morphologie des marges actives

est fonction du type de subduction



Classification des subductions est fonction de l’âge de la plaque plongeante, nature de la plaque chevauchante; importance du couplage entre les deux plaques etc...Grand nombre de critère � Grande diversité

Deux exemples:

�Subduction forcée : Subduction du Chili- Continent/Océan- Plaque océanique jeune et peu dense- Panneau plongeant faiblement pentu- Fort couplage entre les plaques- Forte séismicité- Développement d’un prisme d’accrétion

�Subduction spontanée: Subduction des Mariannes- Océan/Océan- Plaque océanique inférieure vieille et dense- Panneau plongeant fortement pentu- Faible couplage entre les plaques- Faible séismicité- Pas de prisme d’accrétion

�Corrélation entre pendage de la plaque plongeante et le régime tectonique dominant observable dans la plaque supérieure.



Paquet, 2008



Différentiation des marges �Marge en accrétion tectonique :-Présence d’un prisme d’accrétion sédimentaire plus ou moins développés.-Préférentiellement au pied des subductions océan-continent, le continent servant de source de sédiments.-Fosse peu développée-Bassin avant-arc

�Marge en érosion tectonique : Le passage de la plaque plongeant opère un effet de rabot sur la base de la plaque chevauchante et lui arrache du matériel qui est entraîné dans le manteau.-Présence de tectonique extensive et de subsidence au sein de la plaque chevauchante: Bassin Avant-arc-Prisme d’accrétion peu développé-Fosse profonde




L’architecture sédimentaire d’un prisme d’accrétion

Prisme d'accrétion désigne l'accumulation de matériel sédimentaire àl'avant d'une zone de subduction. Il peut atteindre 20-40 km d'épaisseur.

Prisme d'accrétion = structure tectonique générée par l'imbrication d'écailles sédimentaires. Cet écaillage est lié à l'existence d'un butoir rigide (C.C., C.O., ancien prisme) qui racle sur les sédiments pélagiques de la croûte océanique plongeante.

Deux ensembles au sein du prisme d'accrétion :

(A)- partie superficielle formée par accrétion frontale

(B)- partie profonde formée par sous-placage de sédiments pélagiques.

Différentes géométries de prisme d'accrétion, contrôlées par différents facteurs : forme du butoir rigide, quantité de matériel sédimentaire, l'angle du plan de subduction,

A noter:

Circulation de fluides (sources froides) et de gaz � volcans de boue

Propriétés thermiques particulières : T°C faibles (< 450°C en base de prisme; faciès schiste bleu).

Marge continentale activeMarge continentale activeSédimentation


L’architecture sédimentaire d’un prisme d’accrétion : Prisme de Nankai


Analogue de terrain Photo sous-marine

Modélisation analogique

Prisme d'accrétion sédimentaire de Nankaï (Mikada et al. 2002)

Profil sismique Profil sismique

Coupe interprétative basée sur le profil sismique

Imagerie d’un volcan de boue


L’architecture sédimentaire d’un bassin avant-pays


Barriers, cours

La séquence sédimentaire est subdivisée en trois catégories:

-Les sédiments pré-déformation : dépôt antérieur à la déformation induite par la convergence. Ils sont faillés et déformés.

-Les sédiments syn-déformation : dépôt pendant l’activitétectonique de convergence. Forment généralement des éventails sédimentaires. Ils peuvent être recouverts par des sédiments plus anciens (inversion, chevauchement)

-Les sédiments post-déformation : Sédiments déposés après la phase de déformation. Ils scellent les accidents et comblent les dépressions.


SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentales

Références bibliographiques:Cours de BarrierGuillocheau et al. (2003)Vail et al., 1977 Guillocheau, 1994Nalpas, 2002Homewood et al., 2000Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire » univ. de liège http://www2.ulg.ac.be/geolsed/sedim/sedimentologie.htmPeron-pinvidic- 2006

(d’après Kendall, 2001)


SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentales

La sédimentation des marges est en grande partie influencées par des facteurs externes tels que le climat, l’érosion ou la circulation océanique,

mais elles sont également directement sous la dépendance de la subsidence de la lithosphère et des structures tectoniques actives ou héritées d’un stade d’évolution antérieur.

Transfert de matière et processus agissants sur une marge


SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentalesNature des dépôts

2 types de sédimentation: détritique / carbonatée

Erosion

Transfert

Dépôts

Sédimentation détritique

Issu principalement de l’érosion des continents (terrigène) et de squelettes d’organismes vivants (biodétritique).

Taux de sédimentation ~ 30 cm/Ka (exception: delta du Mississipi ~ 4 m/Ka)

Diversité des plates-formes = variation des facteurs de l'environnement : la morphologie, l'hydrodynamisme, les apports, le climat, ...

Mais surtout de l’accommodation d’une marge (volume disponible entre la surface de la mer et la surface des sédiments dans le bassin ou sur la plateforme).

Sédimentation carbonatée :

Issu de la production biologique de l'océan .

Taux de production très élevés : 1m/Ka

Fonction de la quantité d’éléments biologiques (plancton)

Diversité des plates-formes carbonatées = variation des facteurs de l'environnement : la morphologie, l'hydrodynamisme, le chimisme (salinité, oxygénation), la pénétration de la lumière.


Sédimentation carbonatée sur le plateau continental

SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentalesNature des dépôts

« Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire » univ. de liège. http://www2.ulg.ac.be/geolsed/sedim/sedimentologie.htm

On distingue:

1.Les plateaux continentaux calcaires et plateformes insulaires calcaires : Vastes zones d’accumulation de débris/squelettes calcaires d'organismes (plancton).

Sédimentation au niveau de la plaine abyssale

Bahamas (Y. Arthus-Bertrand)

"Grand Trou Bleu" dans l'atoll de Belize2. Les récifs coralliens se retrouvent sur les plateaux continentaux calcaires ou les plates-formes insulaires en zone tropicale. - Barrière récifale sur le rebord du plateau , - Récifs insulaires ou des atolls

Loin du continent, particules détritiques fines et éléments planctoniques

•Éléments planctoniques : débris carbonatés et siliceux.

•Particules terrigènes : argiles d'origine continentale apportées en suspension par les courants océaniques et poussières transportées par les vents. Dans les hautes latitudes s'ajoutent les matériaux glaciaires apportés par les glaces flottantes et les vents


SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentalesArchitecture des dépôts

La distribution et l’architecture des sédiments meubles sur la bordure côtière sont fonctions des courants, vagues et marées

� Zonation fonction de l’action de la marée

• zone supratidale, au-dessus du niveau moyen de la marée haute

• zone intertidale = zone de balancement des marées

• zone infratidale, en-dessous du niveau des basses mers.

� Zonation fonction de l’action de la houle

� Zonation fonction de l’action du courant

Zonation bathymétrique du plateauRides de vagues

Rides de courant

Dunes (mégarides)

Antidunes

Plans parallèles

« Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire »univ. de liège. http://www2.ulg.ac.be/geolsed/sedim/sedimentologie.htm

15 m 500 m

Sédimentation détritique sur le plateau continental en bordure littorale

Formes sédimentaires� hydrodynamisme du milieu


Sédimentation détritique sur le plateau continental en bordure littorale


stratifications obliques, crées par des courants de direction constante

« Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire » univ. de liège. http://www2.ulg.ac.be/geolsed/sedim/sedimentologie.htm

Stratifications obliques dans un grès du Paléozoïque inférieur, Kalbarri, Australie


Sédimentation détritique : pente continentale/glacis

« Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire » univ. de liège.


1. Glissement de terrain mobilise une grande masse de sédiment: Structures de slumps (sédiment peu déstructuré)

2. Debris flow : écoulement plastique où les particules sont supportées par une matrice.

Débris de toute taille. Mal classés.

3. Ecoulement mixte : des sédiments érodés sont incorporés à la masse glissée. La densité et la vitesse augmentent;

4. Courant de turbidité se développe (fluide où les particules sont maintenues en suspension par la turbulence seule). Ils ont un grand pouvoir de déplacement (vitesse de 25 à 100 km/h f(pente); une grande extension des dépôts (> 200.000 km2); l'épaisseur variant de quelques cm à 1 mètre; et un grand pouvoir de transport (> 200 km3 sédiment).

�� Dépôt de turbidites: dépôts dont le mode de transport est un courant de turbidité . Sédiments plutôt fins. Granoclassées.



selon Shanmugam, 1997

« Eléments de sédimentologie et de Pétrologie sédimentaire » univ. de liège.

séquence idéale de turbidite de moyenne densité("séq. de Bouma"). Terme A (le + grossier) = chenaux de turbidites; Termes B-D = lobe proximal, Terme E =le lobe distal.


Classes de turbidites = f(granulométrie et éloignement par rapport à la source des sédiments)




Ex. avalanche sous-marine

Paquet (2008)


Duvail (2008)

SSéédimentation des marges continentalesdimentation des marges continentalesArchitecture des dépôts sur le plateau continental


Relation eustatisme, déformation, flux sédimentaire et paléogéographies

F(x,t)F(t)

F(x,t)

L’accommodation (A) = volume disponible entre le niveau marin et le fond du bassin. Il dépend de 3 facteurs.

�Le flux sédimentaire (S) : quantité de sédiments déposés en fonction du temps.

�Le niveau eustatique ou niveau moyen des mers . Oscillations traduisent des interactions entre des phénomènes tectoniques et/ou climatiques (périodes glaciaires et interglaciaires).

�La subsidence, enfoncement progressif de la marge

Ces trois facteurs agissent ensemble, mais c’est le facteur le plus variable (souvent le niveau eustatique) qui contrôle l’accommodation d’une marge continentale

Guillocheau et al. (2003)Cours de Barrier


Plus le flux est élevé, plus l’accommodation diminue

Plus le niveau eustatique est élevé, plus l’accommodation augmente

Plus la vitesse d’enfoncement est élevée, plus l’accommodation augmente


Architecture stratigraphique Elle est fonction de l’espace disponible pour l’accumulation des sédiments (A) et du volume de ces sédiments (flux sédimentaire S). Il faut comparer le rapport A/S


A > SDépôts de plus en plus près du continent;Ligne de rivage recule

A = SL’espace disponible est aussitôt rempli par les sédiments.Ligne de rivage ne varie pas

A < SDépôt en amontLigne de rivage avance vers le bassin

A =0 Le bassin se comble petit à petit.Ligne de rivage avance vers le bassin

S > AErosionDépôt en amontLigne de rivage avance vers le bassin

Guillocheau et al. (2003)Cours de Barrier


Exemple de séquences sismiques (Brésil)Pino-Moréna, 1998


�� Reconstitution de l’évolution des paysages passés (4D)


Vail et al., 1977 dans Guillocheau, 1994Cours de Barrier

Séquences sismiques (Vail et al., 1977)



Exemple de séquences sismiques (Brésil)Pino-Moréna, 1998


�� Reconstitution de l’évolution des paysages passés (4D)


SSéédimentation des marges continentales dimentation des marges continentales Erosion/incision

Présence de réseaux de vallées incisées sur le plateau au large de fleuves actuels (ex: paléo-Loire). Ces paléo-vallées sont généralement comblées par des sédiments récents.

�Marqueurs des baisses du niveau marins successifs associés aux variations glacio-eustatiques du Quaternaire (~100m)

Thinon et al. 2010Proust et al., 2010

Erosion et incision sur le plateau continental


Pourquoi Pourquoi éétudier les marges continentalestudier les marges continentales


Pourquoi étudier les marges ?

Répondre aux besoins sociétaux

Les marges (plateau �� domaines profonds)

�Ressources minérales (L’industrie pétrolière).

Les pentes continentales

�Risques (avalanches, tsunamis)

Les plateaux continentaux (domaine côtier)

•Aménagement du littoral, zones protégées, délimitation du domaine public maritime

•Prévention des risques : Impacts environnementaux (pollution), zones submersibles (tsunamis, houles, tempêtes), érosion

•Ressources minérales: granulats

•Évolution du climat

•Energies renouvelables (Eolien, Stockage de CO2, géothermie, ..)

•Développement des infrastructures : tunnel sous la Manche, ponts, ports, …

•Ressources en eau (système karstique)

Plateforme pétrolière

Granulats marins

Eolien

Géothermie

Tunnel sous la Manche

Pont

Tsunamis

Port

Zone protégée


Pourquoi étudier les marges ?

Définition du plateau continental juridique

« Le plateau continental d'un Etat côtier comprend les fonds marins et leur sous-sol au-delà de sa mer territoriale, sur toute l'étendue du prolongement naturel du territoire terrestre de cet Etat jusqu'au rebord externe de la marge continentale ,… » (Convention des Nations Unies sur le droit de la mer. Partie VI, Article 76).

Les Nations Unies examinent les dossiers de revendication (Mai 2009) pour l’extension de l’espace maritime d’un état.

Pour définir la limite extérieure du plateau continental étendu conformément aux dispositions de l'article 76, il faut démontrer que sont réunies un certain nombre de conditions géologiques, morphologiques et géophysiques

Critères de sélection•à 60 milles du pied de pente ; •à une distance de 100 milles de l'isobathe de 2500 mètres. •Epaisseur des roches sédimentaires (= au centième au moins de la distance entre le point considéré et le pied de pente) ; •à une distance de 350 milles des lignes de base àpartir desquelles la largeur de la mer territoriale est mesurée

Projet EXTRAPLAC : état français - 2002http://www.extraplac.fr/


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigations

• Prélèvements (nature et datation)

• Carottages (roches et sédiments)

• Forages

•Moyens géophysiques (géométrie, propriété physique du milieu,…)

• Gravimétrie/Magnétisme

• Imagerie acoustique

• Sismique réflexion

• Sismique réfraction

• Observation à terre (marges fossiles …)

C. Jackson – Virtual Seismic Atlashttp://see-atlas.leeds.ac.uk:8080/homePages/generic.jsp?resourceId=090000648000f239


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsAcquisition de données

TETHYSII (INSU) 25m� Navires hauturiers, côtiers

� Positionnement plus précis : DGPS, GPS

� Forte évolution des technologies d’acquisition et dans leur traitement

Marion Dusfresne II (IPEV) - 120m

Pourquoi-Pas? (Ifremer/SHOM) 107m

Haliotis (Ifremer)- 10m


Sondes (SHOM)

Bathymétrie MNT 50MSources: sondes hydrographiques (SHOM)

Bathymétrie MNT 5MSources: SMF petit fond

Levé multifaisceaux SMF (grand/petit-fond) + imagerie acoustique

Sondes hydrographiques ou Levé monofaisceau

Mosaïque Imagerie acoustiqueSources: SMF petit fond

MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsDonnées de base : bathymétrie (Topographie et morphologie du fond marin)



Quelques exemples



Quelques exemples

http://www.dorsetwildlifetrust.org.uk/doris_map


Bathymétrie MNT 50MSources: sondes hydrographiques (SHOM)

Bathymétrie MNT 5MSources: SMF petit fond


Laser aéroporté (LIDAR) : Altimétrie continue terre-mer� Fournir un modèle altimétrique précis, continu terre-mer pour toutes les applications littorales

Litto 3D (SHOM): Golfe du Morbihan

www.shom.fr/litto3d.htmwww.ign.fr

Emprise du référentiel• terre : altitude 10 m et au moins 2 km àpartir du trait de côte• mer : isobathe 10 m (étendu à 20 / 30 m dans certaines zones)

Sur terre / Levé LIDAR topographique• précision verticale meilleure que20 cm (95%)• résolution métrique• filtré du sursol

En mer/ Levé LIDAR bathymétrique • précision verticale meilleure que50 cm (95%)•résolution 5 m


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géophysique : imagerie acoustique

Levé de sonar latéral :

�Fournir des cartes de réflectivité acoustique du fond-marin

� Cartographie des sédiments (structures sédimentaires, signature acoustique (faciès), zone de roches)

� Montre parfois la structuration des zones rocheuses.

(Pluquet, 2005)

Epaves et blocs rocheux (Pluquet, 2005) Structure sédimentaire + herbier (Pluquet, 2005)

Structuration des micaschistes (Thinon, 2010)


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géophysique: propriété physique du sous-sol

Gravimétrie

�Mesure le champ de pesanteur qui permet de déterminer des anomalies de densité dans le sous sol.

�Fournir des cartes d’anomalie gravimétrique (anomalie de Bouguer)

Magnétisme

�Mesure le champ magnétique ambiant = champ magnétique terrestre + champ magnétique généré par les roches du sous-sol (fonction susceptibilité).

�Fournir des cartes d’anomalie magnétique


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géophysique: Géométrie des formations du sous-sol

Sismique réflexion

Source Flûte sismique multitrace

Géométrie du sous-sol (2D à 3D)

Flûte sismique monotracesflûte sismique multitrace (6 – 96 -…traces)

Exemple de profil sismique réflexion haute résolution (BRGM)

3D

2D



Sismique réflexion

Puissance de la source utilisée est fonction de l’objet géologique à visualiser

Profondeur Puissance Résolution

Canon à air 80 à 210 bars

Seul ou en batterie(ex: Matériel Ifremer)

Compresseur (ex: matériel INSU)

Sparker(étinceleur)(50 – 1000 J ; 30 – 200 brins

BoomerSeistec



ECORS

2250 m

Exemple de différentes résolutions sismique Ex: Marge du Golfe du Lion

Imag

erie

de

bass

e à

très

hau

te r

ésol

utio

n de

s ob

jets

géo

logi

ques

750 m

Sismique pétrolière75 m

Sismique Haute résolution

7.5 m

Sismique Très Haute résolution

Baie du Mont St-Michel



Profil de sismique réflexion Boomer traité (BRGM)Adaptation filtre de Houle sousSU (Mary & Chaumillon, 2004)

~ 7 m

Exemple : Traitement des données sismiques


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géophysique: sismique réfraction

Loi de vitesse de propagation sismique

Modèle de vitesse sismique le long d’un profil


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géologique: contrôle terrain

Prélèvements bennesPhotos-vidéos

Carottier à sédiments (INSU)

~ 3-5 m

Carottier à roche


MMééthodes dthodes d ’’ investigationsinvestigationsApproche géologique: contrôle terrain

Sous-marins ou engins ROV Forages (IODP, DSDP, ODP, pétroliers)

Carottier géant à sédiment < 60 m de long ; z < 5000mLe Calypso (Marion Dufresne II, IPEV)


Merci pour votre attention

[email protected]

sédimentation des marges continentales

Documents