Etude de subsidence et de l'évolution thermique

II.3.1Subsidence Thermique

Elle correspond au retour progressif de la lithosphère vers son état d'équilibre thermique initial. Ce refroidissement graduel provoque une contraction dont l'effet gravitaire entraîne une subsidence dite thermique qui est progressive et nettement plus longue que la précédente. Son évolution suit une loi en .

La subsidence thermique est Appelée aussicontraction ou relaxation thermique, elle est associée à la phase Post-Rift.Une fois que le mécanisme d'étirement de la lithosphère s'arrête, la lithosphère tend à gagner son équilibre thermique: Au cours de son refroidissement, elle devient plus dense (Densification par assimilation d'une partie de l'asthénosphère dense), et elle s'enfonce sous l'effet de son propre poids. C'est une phase lente caractérisée par un faible taux de subsidence.

II.3.2 Marge passive

Le rifting, à l'origine de toute marge passive, génère une subsidence. Celle-ci apparaît comme le phénomène géodynamique qui ouvre un espace à la sédimentation sur les marges passives. Une conséquence de cette subsidence est le dépôt sur le socle continental d'une épaisse couverture sédimentaire. Les morphologies sous-marines des marges sont donc le reflet d'une double influence, à la fois structurale (le rifting) et sédimentaire. Les effets de cette double influence se font d'ailleurs sentir tout au long de l'évolution des marges passives. La subsidence en est l'acteur et le témoin. L'espace qui s'ouvre à la sédimentation peut-être créé par compensation isostatique (Airy, Pratt) ou par flexure de la croûte( Leroux,2012).

Les marges passives sont situées à la transition entre lithosphères océanique et continentale, au sein d'une même plaque tectonique. Elles résultent d'un épisode de rifting de la lithosphèreContinentale, ayant conduit à la formation de la croûte océanique. Ces marges sont caractérisées par :

· une faible voire une absence d'activité tectonique et volcanique, comparée aux marges actives,situées en limites de plaques.

· une topographie élevée (altitude moyenne supérieure à 500 mètres)est néanmoins observée sur la partie continentale de nombreuses marges passives.

Les margespassives du Sud-Ouest de l'Afrique, du Sud-Est du Brésil, du Sud-Ouest de l'Inde ou encore duSud-Est de l'Australie, présentent ainsi des altitudes souvent comprises entre 1000 et 2500 mètres,et une altitude moyenne supérieure à 500 mètres. Cette topographie élevée pourrait résulter d'unetopographie préexistante ou acquise lors de la formation de ces marges, mais pourrait égalementprovenir d'une déformation postérieure à leur formation.

· Les modèles de formation des marges

Modèles conservatifs vs modèles non conservatifs

L'amincissement des marges passives et la transition d'un domaine à croûte continentale vers un domaine àcroûte océanique, sont souvent expliqués par des modèles conservatifs d'étirement de la lithosphère dans lesquelsl'intégralité du volume de croûte continentale est préservée. Parmi ces modèles, on distingue les modèlesen cisaillement pur basés sur les concepts de McKenzie, et ceux en cisaillement simple dérivés des idées de [Wernicke, 1985] et [Lister et al. 1986].

Modèle de McKenzie en cisaillement pur. Http: //www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html2015

Modèle deWernicke en cisaillement simple. http ://www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html2015

Les modèles en cisaillement pur (fig.4) induisent une symétrie des marges homologues, ainsi qu'une extension de la croûte supérieure caractérisée par des blocs basculés (McKenzie) .Les modèles d'étirement en cisaillement simple avec un seul ou plusieursdétachements lithosphériques, impliquent une extension asymétrique de la croûte supérieure cassante résultant en une croûte inférieure d'un côté de la marge et une croûte supérieure de l'autre côté.

Par la suite, de multiples combinaisons de ces 2 modèles ont été proposées, modèles impliquant toujours la conservation de l'intégralité de la croûte.

Les modèles conservatifs impliquent un mouvement extensif. Or, les structures extensives attendues ne sont que rarement observées sur les marges, comme l'avait déjà remarqué McKenzie(1978) hors du contexte géodynamique particulier comme celui de la marge de Galice. Seuls quelques blocs basculés sont clairement visibles sur les marges de l'Atlantique Sud telle que les marges angolaises et brésiliennes.

De plus, les modèles conservatifs nécessitent de considérer d'importants mouvements horizontaux (plus de 250 km par exemple pour les marges Brésiliennes et AngolaisesOr, l'amincissement crustal (de 30 km à 7 ou 10km) s'effectue sur des distances inférieures à 70 km ; c'est parexemple le cas en Atlantique et dans le Golfe deGascogne sur la marge angolaiseou sur la marge marocaine (Leroux,2012).

Schéma simplifié des modèles conservatifs et non conservatifs de formation des marges continentales [Aslanian and Moulin, 2012].

II.5 MESURES BILANS, THERMIQUES DANS LES BASSINS SEDIMENTAIRES

II.5.1 Flux de la chaleur et Machine Thermique

· Flux de la chaleur

Le flux de chaleur représente l'énergie thermique transférée par unité de temps et de Surface depuis les zones chaudes vers la surface plus froide.Sa valeur va de 30mW/m² à 300mW/m², en moyenne autour de 70mW/m² ou 1,4 mCal/cm²/s.

Cette énergie thermique provient des processus d'accrétion planétaire ou encore des phénomènes de radioactivité (Biju-Duval, 1999). Le flux de chaleur présent dans les bassins sédimentaires peut être affecté de façonSignificative par l'importance de la chaleur générée par la désintégration radioactive dans les sédiments (Allen et Allen, 1990).

· Machine thermique

C'est probablement la cause forçant interne majeure dans la machine ou c'est un facteur qui influe directement sur les champs de contraintes(le mécanisme de convection lithosphérique) et sur les fonctionnements de la dynamo. Mouvements des plaques, fonctionnement de points chauds, mécanismes de la subsidence, échanges thermiques dans les bassins, sources hydrothermales, diagenèse minérale, maturation de la matière organiques constituent autant de phénomènes géologiques à différentes échelles déterminées par des gradients de température.

Rappelons quelques valeurs : 3900^o à 4000^oC dans le noyau, 700^oC à la base de la croute continentale, 350^o à 400^oC dans les sources hydrothermales au fond des océans ou dans les bassins sédimentaires. La machine thermique à une source interne et une source externe (l'énergie solaire).La source interne est due à l'énergie initialeavec transformation de l'énergie cinématique en énergie thermique et à l'énergie provoquée par les désintégrations radioactives.

Plusieurs modes de transfert de la chaleur doivent être distingués :

Ø la convection (transfert de masse) dont on a dit l'importance pour le noyau, le manteau, la lithosphère, elle joue un rôle majeur dans le flux géothermique et le forçage des bassins ;

Ø la conduction (agitation moléculaire), mode dominant dans les bassins sédimentaires, la conduction thermique étant très variable selon le type de roches ;

Ø le rayonnement, négligeable par rapport aux modes précédents.

Les mesures effectuées en surface indiquent que la température augmente avec la profondeur, on parlera de gradient géothermique. Les valeurs oscillent entre 15 et 80^oC/Km, en moyenne autour de 30^oC en surface, elles sont plus faibles en profondeur.

On retiendra que le champ de température varie grandement à la surface du globe. On distingue des bassins <<chaud>> et des bassins <<froids>>. On commence à être capable grâce à des Paléothermomètres de caractériser des variations temporelles du champ thermique ou plus généralement l'évolution thermique de la formation et du remplissage du bassin. (Biju Duval , 1999).

· Géothermomètres

Les géothermomètres permettent d'estimer directement la température d'un événement géologique. Dès 1975, Pagel a montré que l'étude des inclusions fluides dans les auréoles de silicification des grains détritiques de quartz dans les grès permettait de préciser les températures de la mésogenèse. Par la suite, la teneur en Al^IV des chlorites a été proposée par Cathelineau et Nieva (1985) puis raffinée par Cathelineau (1988) après calibration à partir de champs géothermiques. Il faut toutefois remarquer que même pour les inclusions fluides, il est possible que la température ait varié durant la formation de l'inclusion. En effet, Walderhaug (1994) a montré que le processus de silicification pour les marges passives était suffisamment lent pour que la température ait varié durant cette silicification. Il montre en particulier que pour une température inférieure à 100 °C, il faut plusieurs millions d'années pour la précipitation d'une quantité de quartz suffisante à refermer la cavité de l'inclusion (le taux de précipitation à 80 °C est de l'ordre de 1x10^-20 moles/cm2.s).

Deux nouvelles méthodes géothermométriques ont été récemment proposées, le ?47 des carbonatesbasé sur l'abondance des liaisons ¹³C et ¹⁸O dans le réseau cristallin (Schaubleet al., 2006 ; Ghoshet al., 2006) et le géothermomètreMagEvalconstruit à partir des propriétés magnétiques de certains minéraux, pyrrhotite et magnétite, dont la stabilité évolue avec la température (Aubourg et Pozzi, 2010).