Mémoire d`habilitation à diriger les recherches

Mémoire d'habilitation à diriger les recherches
Etudes comparatives et apport des planètes telluriques à la
compréhension de la déformation des grandes provinces magmatiques
18 décembre 2001
Daniel MEGE
Laboratoire de tectonique
Université Pierre et Marie Curie
Remerciements
De nombreux collègues ont joué un rôle crucial à l'un ou l'autre moment de l'élaboration de ce travail par leur
avis, leurs encouragements, leur enthousiasme, ou encore par leur aide amicale et parfois matérielle : en premier
lieu Richard Ernst, Tesfaye Korme, Yves Lagabrielle, et Steve Reidel. Egalement Philippe Agard, Nicolas Arnaud,
Charly Aubourg, Valérie Cayol, Dominique Chardon, Tony Cook, François Costard, Catherine Deniel, Hervé Diot,
Erwan Garel, Laurent Geoffroy, Becky Ghent, Eric Grosfils, Ernst Hauber, Olivier Merle, Laurent Montési, Daniel
Ohnenstetter, Jean-Pierre Peulvast, Bob Anderson, Bruce Banerdt, Andrea Borgia, Milène Cormier, Ian Dalziel,
Tom Watters, Lionel Wilson, et au Laboratoire de tectonique Eric Barrier, Françoise Bergerat, Marie-Françoise
Brunet, Evgenii Burov, Benoît Deffontaines, Sandrine Gay, Frédéric Gueydan, Catherine Homberg, Laurent
Jolivet, Olivier Lacombe, Erwan Pathier, et mes autres collègues. Je suis honoré que des personnes pour qui j'ai
la plus haute estime aient accepté de juger ce mémoire : Jacques Angelier, Vicki L. Hansen, Albert Jambon,
Philippe Masson, Olivier Merle, et Richard A. Schultz.
2
plan
Parcours scientifique
I.
Curriculum Vitae 4
II.
Approche scientifique 5
III.
Publications 11
IV.
Participation aux programmes nationaux et internationaux 14
V.
Activités d'encadrement 15
VI.
Activités d'enseignement 17
VII. Responsabilités administratives 19
Etudes comparatives et apport de l'étude des planètes telluriques à la
compréhension de la déformation des grandes provinces magmatiques
Introduction 20
1. Les déformations des grandes provinces volcaniques : état des lieux 20
2. Les déformations des grandes provinces volcaniques : contribution 23
I.
Caractérisation tectonique des points chauds en domaine continental 25
1. Similitudes volcano-tectoniques entre points chauds terrestres, martiens et vénusiens 25
2. Identification et signification rhéologique d'une tectonique compressive associée à certaines
provinces ignées géantes 31
II. Mécanismes structuraux 37
1. Infrastructure des rifts volcaniques 37
2. Modélisation du raccourcissement des wrinkle ridges 47
Conclusion 51
1. Apports de ce travail dans la connaissance de la tectonique et de la mise en place des trapps 51
2. Apports méthodologiques 52
Références citées 52
Perspectives
I.
Projets de recherche 57
II.
Projet pédagogique 60
3
Première partie
Parcours scientifique
Daniel MEGE
e-mail [email protected]
Né le 9 février 1968 à Laxou (54)
Adresse personnelle
43 rue Jules Lagaisse, 94400 Vitry-sur-Seine, tél./fax 01 46 58 30 91
Adresse professionnelle
Laboratoire de tectonique, Université Pierre et Marie Curie, ESA CNRS 7072, boîte 129, T26-16, E1,
tél. 01 44 27 23 08
I.
Curriculum Vitae
1. Formation universitaire1
1986 – 1988
DEUG de géographie, ULP, Strasbourg, mention AB
1988 – 1989
Licence de géologie fondamentale et appliquée, UPS, Orsay, mention AB
1989 – 1990
Maîtrise de géologie fondamentale et appliquée, UPS, Orsay, mention B
1990 – 1991
DEA Géodynamique et physique de la Terre, UPS/ENS/UPMC, rang : 3
1991 – 1994
Thèse de doctorat, UPS, mention très honorable et félicitations du jury
Titre : Aspects structuraux du complexe magmato-tectonique de Tharsis sur Mars
Jury : Jacques-Louis Mercier (Président), Dan McKenzie (rapporteur), Jean-Pierre Peulvast
(rapporteur), Jean-Pierre Brun (examinateur), Pierre Vergely (examinateur), Philippe Masson
(directeur de thèse)
1992 – 1994
Moniteur, Université de Versailles – Saint-Quentin-en-Yvelines
2. Parcours post-doctoral et professionnel
1994 – 1996
Data Manager, NASA Regional Planetary Image Facility, Orsay (financement : CNRS)
1995 – 1996
Séjours postdoc (financements : Fondation Singer-Polignac, Société de secours des amis des
sciences) :
ƒ
ƒ
Institut für Planetenerkundung, DLR (Agence aérospatiale allemande), Berlin (5 mois)
Geomechanics—Rock Fracture Group, Université du Nevada, Reno (2 mois)
1996 – 1997
ATER, Université Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand
1997 – 2001
Maître de conférence, UPMC
1
Dans cette partie les noms des universités dans lesquelles je suis intervenu sont abrégés par des sigles : UBP :
Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand ; ULP : Université Louis-Pasteur, Strasbourg ; UPMC : Université Pierre
et Marie Curie, Paris ; UPS : Université Paris-Sud, Orsay ; UVSQ : Université de Versailles-Saint Quentin en
Yvelines.
4
II.
Approche scientifique
Dès la maîtrise (et avant la généralisation des TER), je me suis investi dans la recherche soit dans le cadre
d'un stage de laboratoire [R1]2, ou de terrain (mission de tectonique active dans le Péloponnèse avec J.-L.
Mercier et B. Keraudren), soit dans le cadre de travaux financés par le BRGM [R2] ou le CNES [B1, R3] et
contribuant au financement de mes études. Une cohérence thématique est apparue à partir du DEA et de la
thèse.
1. En thèse
L'objet de la thèse, et en partie, du DEA, était de définir un cadre structural pour la principale région tectonisée
de la planète Mars, le dôme volcanique de Tharsis (Mège, 1991, 1994). Cette région, sans doute le plus vaste
complexe volcano-tectonique du système solaire, comprend autour de plusieurs volcans boucliers géants de
vastes zones de rifts et d'autres structures tectoniques interprétées dans le cadre d'un point chaud. Les
méthodologies suivantes avaient été adoptées :
ƒ
Analyse géomorphologique et structurale de l'imagerie Viking Orbiter 1 et 2
ƒ
Analyse et interprétation de modèles numériques de terrain établis par l'USGS à partir de l'orbitographie
Viking et d'aérotriangulation
2. Années postdoctorales
Les années postdoctorales ont permis un perfectionnement méthodologique dans trois domaines, avec des
applications restant dans le domaine de la géologie planétaire.
ƒ
Télédétection : Au DLR, où était alors mise au point la caméra stéréoscopique haute résolution (HRSC)
devant embarquer à bord de la sonde Mars Observer (1996), l'équipe dans laquelle j'ai été intégré travaillait
à la mise au point des logiciels de traitement photogrammétrique de l'imagerie stéréoscopique de l'orbiteur
lunaire Clementine et de la caméra HRSC [C11].
ƒ
Géomécanique des fractures : A l'Université du Nevada (Reno) je me suis familiarisé avec le code de
modélisation mécanique par éléments-frontières Fault (v. 6a.0) écrit par Richard A. Schultz, pour lequel j'ai
rédigé un manuel pour l'utilisateur [R4].
ƒ
En tant que Data Manager de la Photothèque planétaire d'Orsay (NASA Regional Planetary Image Facility)
j'ai été amené à prendre la responsabilité des collections d'imagerie de la NASA en France et à guider
le public (essentiellement étudiants, enseignants, journalistes) à travers cette collection.
Ces activités ont laissé dans l'ensemble peu de
place à la recherche géologique et ont freiné la
rédaction d'articles à comité de lecture. Mais ils ont
été d'une utilité considérable pour consolider certains
des outils les plus utiles à mes activités de recherche
par la suite : les techniques de télédétection
(notamment la fabrication de MNT par couples
stéréoscopiques et altimétrie laser) et la mécanique de
la fracturation.
La partie de la planétologie relevant de la géologie
(par contraste avec l'astronomie) ne peut être
comprise sans une bonne connaissance des processus
magmatiques. Les processus géologiques sur les
planètes telluriques et leurs satellites, comme la Lune,
sont guidés en effet avant tout par le magmatisme,
éventuellement par le biais de la cratérisation. Mon
intégration à l'Equipe de volcanologie du Laboratoire
de géologie de l'Université Blaise-Pascal (ClermontFerrand II) à la rentrée 1996 a ainsi rendu possible de
nombreux
échanges
scientifiques
permettant
d'approfondir ma réflexion sur les relations entre
tectonique
et
magmatisme,
qui
sera
vraisemblablement suivie par des collaborations dans
l'avenir. Les discussions avec les équipes de pétrologie
expérimentale et de géochimie au sein de ce
laboratoire ont aussi considérablement contribué à
élargir ma culture géologique et mon intérêt vers des
domaines auxquels j'étais auparavant peu sensibilisé.
Ainsi est déjà effective une collaboration avec l'Equipe
de géochimie (projet actuel sur le point chaud
éthiopien), et à terme une collaboration avec l'Equipe
de pétrologie expérimentale dans le domaine de
l'évolution du manteau et du magmatisme martiens
est-elle probable.
2
Les références entre crochets renvoient à des publications personnelles numérotées dans la 3e partie de ce
chapitre : A : articles de rang A ; B : article de rang B ; Ci : communications invitées, R : rapport ; C : autres
communications.
5
3. A l'Université Pierre et Marie Curie
Des chantiers régionaux terrestres se sont ajoutés aux chantiers ouverts sur d'autres planètes :
principalement les trapps d'Ethiopie, les trapps du plateau de Columbia (Washington), et la marge orientale du
Groenland. L'ensemble des travaux menés, sur Terre ou sur d'autres planètes, est abordé avec les outils de
télédétection et de géologie structurale. Leur point commun est de prendre en compte l'existence d'interactions
fortes entre activité magmatique et activité tectonique. La plus grande partie des recherches effectuées
convergent vers deux axes de recherche complémentaires, l'un à l'échelle régionale et l'autre à celle des objets
structuraux :
a)
le style tectonique induit par une anomalie thermique ascendante à travers le manteau (usuellement
interprété sur Terre comme résultant de l'impact d'un point chaud à la base de la lithosphère).
b)
les mécanismes géomorphologiques et de déformation impliqués dans ce style tectonique. Par
extension, certains de ces mécanismes sont également valides en contexte de divergence de plaques.
Dans les deux cas l'approche planétologique est déterminante : nombre d'idées exposées, d'analyses et
d'interprétations n'auraient pu être sans cette approche.
4. Intérêt de l'expérience planétologique pour la compréhension des
déformations terrestres
Des données nombreuses et précises
Accorder un rôle privilégié à la planétologie pour
comprendre les déformations terrestres peut sembler
ambitieux, tant la variété des données disponibles (ou
pouvant être acquises) sur Terre est grande par
rapport à la variété des données qui peuvent être
obtenues sur les autres planètes, et il est beaucoup
plus facilement concevable que la géologie terrestre
aide à comprendre la géologie des autres planètes que
le contraire. Pourtant, la variété limitée des données
en planétologie est en partie rattrapée de trois façons.
D'abord par leur qualité et leur quantité, en raison des
technologies innovantes dont les instruments de
mesure bénéficient. Sur certains corps comme Mars ou
la Lune certaines données de télédétection sont
maintenant tellement nombreuses et de grande
qualité qu'elles surpassent les données de type
équivalent sur Terre. La sonde Clementine (U.S.A.,
1994) a transmis sur Terre, à elle seule, plus de 2
millions d'images de la surface de la Lune dans 23
bandes de longueurs d'onde. Grâce à l'altimètre laser
MOLA actuellement en orbite sur la sonde Mars Global
Surveyor (NASA), la topographie de Mars est connue
avec une précision absolue de 30 m et relative de
30 cm en plus 600 millions de points de la surface.
Peut-on en dire autant de la Terre dans le domaine
civil ? Enfin, le troisième avantage non négligeable du
géologue planétologue par rapport à ses confrères
terrestres est que la quasi-totalité des données sur
lesquelles il travaille est accessible sans coût sur
Internet à qui le souhaite.
rend l'évolution de la Terre archéenne, et même
simplement protérozoique, si difficile à déchiffrer ?
Alors que la quasi-totalité des surfaces planétaires que
l'on observe est justement de cet âge (Figure 1).
Les débuts du système solaire
D'un point de vue moins technique et plus
strictement géologique, les surfaces des autres corps
solides du système solaire présentent plusieurs utilités
majeures pour comprendre la géologie terrestre. En
premier lieu, comment ne pas se lamenter des effets
destructeurs de la tectonique des plaques, qui nous
Figure 1. La surface de Mercure (dont on ne connaît que
45%) est la plus primitive des surfaces des planètes
telluriques. Ses déformations tectoniques remontent à
l'Hadéen, ou au plus tard, à l'Archéen (e. g., Greeley, 1987).
Diamètre de la planète : 4880 km. Image NASA/JPL Mariner
10 PIA03104.
6
L'étude des autres planètes nous permet de
progresser, sur ce point et sur de nombreux autres,
dans la connaissance de la géologie terrestre.
Des déformations majeures
sans tectonique de plaques
Pour ce qui est des relations entre tectonique et
magmatisme, les planètes telluriques Mercure, Mars et
Vénus, de même que la Lune et la quasi-totalité des
satellites des planètes géantes, montrent que même
abstraction faite de la tectonique d'impact, les
surfaces solides du systèmes solaire n'ont pas besoin
d'une tectonique de plaques de type terrestre pour
avoir connu des déformations de grande ampleur.
Celles-ci peuvent avoir été extrêmement intenses
(e. g., tesserae sur Vénus) et parfois déroutantes
(Miranda, Triton…). Toutes les sources de
déformations sur ces corps ne peuvent avoir existé sur
la Terre, mais il faut rester prudent dans cette
affirmation. Ainsi, la tectonique de Miranda (Figure 2)
semble s'expliquer le mieux par la fragmentation d'un
proto-satellite, la recombinaison de ses fragments de
grande taille par gravité et leur cémentation par les
poussières et débris de petite taille.
Figure 2. Miranda, satellite de glace d'Uranus, 480 km de
diamètre, et deux vues de grands escarpements de failles
associés à la tectonique des grands polygones.
L'escarpement de faille du haut, dont on distingue des
cannelures et des "mégastries" de glissement, a un rejet
vertical d'environ 5 km. La diversité et la complexité de la
tectonique des satellites de glace et des autres planètes
telluriques illustre que la tectonique des plaques n'est que
l'une des nombreuses tectoniques possibles dans un système
solaire. Images NASA/JPL Voyager Orbiter 2, PIA00044,
PIA01490, PIA02218.
Mais même dans le cas de ce prototype de
tectonique étrange aux confins du cortège planétaire,
n'est-il pas possible que des événements comparables
se soient produits sur Terre il y a 4.5 milliards
d'années lors de la formation de la Lune (e. g. Canup
et Agnor, 2000) ? Plus proche de la Terre, les
moments d'inertie des planètes silicatées Mars (0.365)
et Vénus (0.35), proches de celui de la Terre (0.331),
indiquent une stratification planétaire globale
comparable. En dépit de l'absence d'une tectonique de
plaques, l'activité tectonique de Mars et celle de Vénus
sont clairement influencées par des processus
magmatiques (e. g., Phillips et al., 2001) dont certains
semblent exister également sur Terre, comme le
magmatisme associé aux points chauds. Ainsi, les
processus magmatiques pourraient influencer la
tectonique terrestre bien plus que ce que l'on
soupçonne à l'heure actuelle.
Sources de déformations d'origine
magmatique sur Terre
Jusqu'où peut aller cette influence du magmatisme
sur la tectonique terrestre ? Fleitout (1991) et Zoback
(1992) avaient recensé les sources de contraintes
majeures dans la croûte terrestre, amenant Zoback
(1992) à classer, selon l'étendue géographique de leur
influence dans la croûte, des sources de premier ordre
(global) : la poussée aux dorsales et les collisions
continentales, et des sources de deuxième ordre
(régional) : les flexures lithosphériques et les
contrastes de résistance et de densité.
Au premier ordre, la tectonique aux limites de
plaques gouverne actuellement le champ de
contraintes, mais il est peu probable qu'il en ait
toujours été ainsi (Figure 3). L'étude des autres
planètes telluriques et de la Lune montre clairement
(e. g., Frey, 1980) que la Terre a dû être bombardée
très intensément au cours de l'Archéen, et surtout au
cours de l'Hadéen (4.5 – 3.8 Ga), une hypothèse
renforcée par les calculs récents de collisions dans le
système solaire primitif (Canup et Agnor, 2000). De
façon similaire, la formation des grands bassins
d'impact formé a dû s'accompagner de la remontée
d'un magma basique remplissant les excavations en
partie ou en totalité. La tectonique des bassins
d'impact induite par la surcharge volcanique, appelée
tectonique de mascon (mass concentration), est
rendue responsable d'une tectonique extensive et
compressive spécifique (Melosh, 1978 ; Janes et
Melosh, 1990). L'hypothèse d'un océan de magma
global au cours de l'Hadéen (Agee, 1997) renforce
l'idée que la première activité tectonique terrestre a pu
avant tout avoir une origine magmatique. A cette
période a pu succéder une période de tectonique
fortement influencée par l'activité de points chauds
(e. g., Chardon et al., 1998).
Au deuxième ordre, une influence connue du
magmatisme sur les contraintes concerne les
contraintes induites par le sous-placage magmatique
et les intrusions dans les rifts avortés (e. g.,
Assumpçao, 1992 ; Zoback et Richardson, 1996). Les
contraintes régionales sont alors déviées à la fois par
la flexuration de la lithosphère et les contrastes
rhéologiques entre le magma et son encaissant. Il est
utile de noter que ces sources de contraintes d'origine
magmatique ne sont liées que très indirectement à la
tectonique des limites de plaques : peu importe que le
magmatisme se produise au niveau d'une région en
divergence lithosphérique, l'essentiel est que pour une
raison ou une autre un corps magmatique charge la
lithosphère dans laquelle il s'est incorporé. Stel et al.
(1993) attribuent même la subsidence des bassins
7
intracratoniques à une charge magmatique sousplaquée en l'absence de contexte extensif : dans ce
cas non seulement il n'est pas nécessaire que la
formation des bassins intracratoniques se soit produite
dans le cadre d'une tectonique de plaques, mais
encore la subsidence se produit-elle à l'intérieur d'une
plaque rigide et non riftée. Une grande partie de la
tectonique intraplaque de l'Afrique pourrait être ainsi
guidée par des contrastes de densité et d'épaisseur de
lithosphère de ce type (Coblentz et Sandiford, 1994).
L'affaiblissement rhéologique thermiquement induit
par le magma durant sa remontée et sa mise en place
peut également jouer un rôle important dans les
déformations de deuxième ordre autour d'une région
volcanique, au point que ce mécanisme a été évoqué
pour expliquer la mise en place synmagmatique de
metamorphic core complexes (Liu et Furlong, 1994).
Figure 3. Situation de ce travail par rapport aux sources de contraintes sur Terre.
On peut définir un troisième ordre, à l'échelle du volcan, auquel le magmatisme influence clairement la
tectonique. Les mécanismes en jeu sont nombreux et ont pour la plupart d'entre eux fait l'objet de recherches
détaillées. Pour ne retenir que certains des mécanismes majeurs :
ƒ
ƒ
l'étalement gravitaire d'un édifice volcanique sous son propre poids (Borgia et al., 1990, 1992, 2000, Merle
et Borgia, 1996)
le glissement gravitaire à partir d'un dôme topographique intrusif (Merle et al., 1993 ; Merle et Vendeville,
1995)
ƒ
la poussée latérale exercée par la mise en place d'un corps intrusif à faible profondeur (Merle et al., 1993 ;
ƒ
L'état de surpression ou de dépression dans une chambre magmatique (Odé, 1957, McKenzie et al., 1992,
Muller et Pollard, 1977 ; Chadwick et Dieterich, 1995).
Merle et Vendeville, 1995), ou éventuellement d'un dôme de lave
Sources de déformations d'origine
magmatique : utilité de l'approche
planétologique
ƒ
L'influence du magmatisme sur la tectonique à
l'échelle
du
volcan
ne
requiert
pas
particulièrement l'expérience planétologique car
l'échelle des déformations n'est pas la même que
celle des déformations induites aux limites de
plaques, les deux signaux ne se brouillent pas.
Par ailleurs les volcans sont nombreux, et leurs
méthodes d'investigation multiples et précises.
L'existence sur Vénus de volcans dont certains
types ne sont pas rencontrés sur Terre
(pancakes) permet des variantes dans la
tectonique des volcans vénusiens, mais sans
changer fondamentalement
déformation (Figure 4).
les
sources
de
ƒ
L'influence du magmatisme sur la tectonique au
premier ordre relève beaucoup des domaines de
la cratérisation d'impact, de la magmatologie et
de l'astrophysique. Il en sera donc peu question
dans ce mémoire.
ƒ
Par contre, le lieu de rencontre le plus fréquenté
de la tectonique terrestre et de celle des planètes
telluriques est le domaine des contraintes et
déformations de deuxième ordre, c'est-à-dire
principalement dans le cas de la remontée d'une
anomalie thermique chaude jusqu'à la base de la
lithosphère (typiquement, un point chaud), ou
encore d'un rift. L'existence sur Mars et Vénus de
structures
tectoniques
associées
à
un
8
magmatisme localisé mais de grande étendue
(1000 km) et rappelant le magmatisme des points
chauds terrestres suggère que ce pourrait être sur
ces deux planètes que l'activité tectonique de
deuxième ordre pourrait être le mieux
appréhendée (Figure 3).
Figure 4. Exemples de crêpes vénusiennes (pancakes). La
forme aplatie des volcans est attribuée à la retombée in situ
de laves pyroclastiques sous la forte pression atmosphérique
actuelle (92 bars). La fracturation du plat des édifices est
attribuée à un effondrement limité après vidange du magma
et au refroidissement des laves émises. Diamètre du plus
grand volcan : 65 km, et hauteur < 1 km. Image SAR
Magellan, NASA/JPL PIA00084.
Ce domaine de la tectonique recouvre en grande
partie ce qui est désigné comme la tectonique de
panache (plume tectonics), définie comme l'ensemble
des processus de remobilisation thermique et
structurale au-dessus des panaches mantelliques (Hill
et al., 1992).
L'apport de la planétologie se base sur trois points
forts de Mars et Vénus : l'absence d'une tectonique de
plaques au sens terrestre, la faible efficacité de
l'érosion, et l'absence d'eau en surface.
L'existence sur Terre des discontinuités rhéologiques
que constituent les limites de plaques prévient
vraisemblablement la formation de structures
tectoniques de deuxième ordre spécifiquement
associées à des processus magmatiques, au profit d'un
aménagement (éventuellement une augmentation)
des déformations aux limites de plaques. Par ailleurs,
l'identification de toute source de déformation à
l'échelle régionale qui ne serait pas liée directement à
la tectonique de plaques est compliquée par
l'hypothèse faite a priori que toute déformation
régionale doit être nécessairement liée à la
cinématique des plaques.
Au total il est donc compliqué sur Terre de
débrouiller l'écheveau des sources de contraintes, et
pour faire la part de celles provenant spécifiquement
des mouvements de plaques et des autres sources de
contraintes, les planètes telluriques, notamment Mars
et Vénus, dont la stratification interne est relativement
proche de la stratification terrestre (e. g., Allègre,
1996), se révèlent comme des opportunités
inestimables pour estimer
magmatisme et structures.
les
relations
entre
Figure 5. Panorama de la partie W d'Eistla Regio sur Venus
montrant un bombement volcanique vénusien interprété
comme un point chaud. Les deux volcans principaux, séparés
de 730 km, sont Gula Mons (gauche, dénivelée du volcan
3 km) et Sif Mons (droite, dénivelée 2 km). Les couleurs sont
basées sur les images couleur des sondes Venera 13 et 14.
L'échelle verticale est fortement exagérée. Composition
PIA00102 d'une image radar SAR Magellan (NASA/JPL) et
d'un modèle numérique de terrain (USGS/NASA).
Sur les continents, l'érosion ne permet
qu'exceptionnellement le maintien de reliefs âgés de
millions d'années ou davantage. Ainsi les points
chauds actifs eux-mêmes, tels celui du Yellowstone
(17 Ma) et de l'Afar (30 Ma) sont érodés au point
qu'une partie de la plomberie magmatique est déjà
intensément érodée. En volume, la plus grande partie
du volcanisme associé aux points chauds est celui des
trapps, piles basaltiques d'épaisseur pluri-kilométrique
et de volumes de l'ordre de 106 km3 mises en place en
moins de 1 ou 2 m. a. (e. g. White et McKenzie,
1989). Le caractère exceptionnel de ces événements
explique que ce phénomène de charge quasiment
instantanée de la lithosphère n'a jamais été observé,
et que ses conséquences éventuelles en termes
tectoniques en grande partie effacées par l'érosion.
L'érosion est proche de zéro sur Vénus, et sur Mars,
abstraction faite des sites très localisés que
constituent les chenaux, elle se limite à l'érosion
éolienne et spatiale (régolitisation, sablage et peutêtre thermoclastie, Peulvast et Vanney, p. 199-200).
Dans les océans, où se produit la plus grande
partie des déformations crustales attribuées au
volcanisme, la tranche d'eau gêne considérablement
les observations, et de nombreux segments de
dorsales océaniques restent mal connus. Par exemple,
ce n'est que depuis très peu de temps que la
cartographie topographique de segments de dorsale
avec une résolution de quelques mètres est possible
(Bradley et al., 1999). Sur Mars et sur Vénus la
question de la tranche d'eau ne se pose pas, et la
topographie est mieux connue que celle des océans
terrestres.
9
Complémentarité des approches
terrestre et planétologique
Il est reconnu que l'étude de la géologie terrestre
est nécessaire à la compréhension des autres planètes
silicatées et des satellites de glace des planètes
externes. Bien sûr cette approche est imparfaite, et
des adaptations particulières doivent être effectuées
en fonction du corps étudié. Par exemple, il est difficile
d'aborder le magmatisme martien sans prendre en
compte la différence de gravité (Wilson et Head,
1994), et la formation des structures tectoniques de
Vénus a pu être très influencée par la rhéologie
particulière de la croûte vénusienne si les conditions
actuelles de pression et de température à la surface
(92 bars, 470°C) existaient déjà lorsqu'elles se sont
formées. De même, si la physique newtonienne
s'applique autant aux déformations terrestres qu'aux
déformations du satellite galiléen Ganymède, il est
indispensable pour les comprendre d'étudier la
rhéologie de la glace dans des conditions de pression
et température très différentes des conditions
naturelles connues sur Terre. Mais dans tous les cas,
l'étude de la géologie terrestre est fondamentale en
planétologie car il s'agit de la seule géologie dont
l'accès est direct, et les interprétations vérifiables, ou
au moins évaluables par la variété des méthodes
d'investigation qui peuvent être entreprises.
Intuitivement, la réciproque est vraie, et l'étude
des autres planètes peut renseigner sur la Terre. Mais
en dehors de l'apport des études sur les impacts
météoritiques
et
les
datations
et
analyses
géochimiques des roches lunaires, rarement cette
assertion a dépassé le stade de la théorie. L'originalité
de ce mémoire réside dans la démonstration qui est
tentée que dans des domaines profondément
terrestres comme l'étude des relations entre
tectonique et magmatisme, la compréhension que l'on
peut obtenir de la géologie de Mars et de Vénus est à
même de permettre de mieux comprendre la Terre.
5. Références citées
Allègre, C.-J., 1996. De la pierre à l'étoile. Fayard, Coll. Le
temps des sciences, 443 p.
Assumpçao, M., 1992, The regional intraplate stress field in
South America. J. Geophys. Res., 97, 11,889-11,903.
Borgia, A., J. Burr, W. Montero, L. D. Morales, and G. E.
Alvarado, 1990, Fault propagation folds induced by
gravitational failure and slumping of the central Costa
Rica volcanic range: Implications for large terrestrial and
Martian volcanic edifices. J. Geophys. Res., 95, 14,35714,382.
Borgia, A., Ferrari, L., and Pasquarè, G., 1992, Importance of
gravitational spreading in the tectonic and volcanic
evolution of Mount Etna. Nature, 357, 231-235.
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Publications
1. Publications à comité de lecture
Articles publiés
[B1] Costard, F., Chaffaud, F.-X., P. Masson, P., Mège, D., and J.-P. Peulvast, 1991, Landing site
selection for the Mars 94 mission : a preliminary study. In : K. Szegö (Ed.) : The Environmental Model of
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[A1] Mège, D., and Masson, P., 1996, Amounts of stretching in Valles Marineris. Planet. Space Sci., 44, 8, 749782.
[A2] Mège, D., and Masson, P., 1996, Stress models for Tharsis formation, Mars. Planet. Space Sci., 44, 12,
1471-1497.
[A3] Mège, D., and Masson, P., 1996, A plume tectonics model for the Tharsis province, Mars. Planet. Space
Sci., 44, 12, 1499-1546.
[A4] Ernst, R. E., Grosfils, E. B., and Mège, D., 2001, Giant Dyke Swarms on Earth, Venus and Mars. Ann.
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[A5] Peulvast, J.-P., D. Mège, J. Chiciak, F. Costard, and P. Masson, 2001, Morphology, evolution, and
tectonics of Valles Marineris wallslopes (Mars). Geomorphology, 37, 3-4, 329-352.
[A6] Mège, D., 2001, Uniformitarian plume tectonics: the post-Archean Earth and Mars. In R. E. Ernst and K. L.
Buchan (Eds), Mantle plumes: Their identification through time. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 352, 141164.
[A7] Mège, D., and Ernst, R. E., 2001, Contractional effects of mantle plumes on Earth, Mars and Venus. In R.
E. Ernst and K. L. Buchan (Eds), Mantle plumes: Their identification through time. Geol. Soc. Am. Spec.
Pap. 352, 103-140.
[A8] Mège, D., and Reidel, S. P., 2001, A method for estimating 2D wrinkle ridge strain from fault
displacement scaling applied to the Yakima folds. Geophys. Res. Lett., 28, 18, 3545-3548.
[A9] Callot, J.-P., Geoffroy, L., Aubourg, C., Pozzi, J.P., and Mège, D., 2001, Magma flow in shallow
dykes from the E-Greenland margin inferred from magnetic fabric studies. Tectonophysics, 334, 313329.
Articles soumis
[S1] Mège, D., Cook, A. C., Lagabrielle, Y., Garel, E., and Cormier, M.-H., Volcanic rifting at Martian
graben (soumis à JGR, sept. 2001)
[S2] Mège, D., and Korme T., Dyke swarms in the Tana-Belaya region, Ethiopia: anatomy, emplacement, and
relationships with the flood basalts (soumis à JVGR, oct. 2001)
Articles en préparation
Mège, D., and Reidel, S. P., Estimation of contractional strain at wrinkle ridges: a case study at Solis Planum,
Mars (soumission à JGR)
Mège, D., Variation of power-law exponents for eruptive fracture population (soumission à GRL ou JSG ou
Geology)
Mège, D., and Anderson, R. S., Global contractional strain due to wrinkle ridges on Mars. (soumission à JGR)
Mège, D., Chardon, D., and Hansen, V. L., Rayleigh-Taylor instability-driven plume tectonics. (soumission à
EPSL)
11
2. Communications invitées
[Ci1] Mège, D., 1996, Volcano-tectonic history of a Martian hotspot. University of Nevada, Reno, Department of
Geological Sciences Colloquia, 15 novembre 1996.
[Ci2] Mège, D., 1998, Compressional strain in plume tectonics on Mars and on Earth. Geol. Soc. Am. Abstr.
Programs, 30, 7, A 344.
[Ci3] Mège, D., 1998, Hot spot tectonics on planets lacking plate tectonics : the picture from Mars. Geol. Surv.
Canada, Ottawa, Logan Club Lecture, 3 novembre 1998.
[Ci4] Mège, D., and Reidel, S. P., 2000, Two-dimensional strain at wrinkle ridges using fault-displacement
length scaling at terrestrial analogs. Geol. Soc. Am. Abstr. Programs, v. 32, 7.
3. Mémoire de DEA et thèse de doctorat
Mège, D., 1991 - Etude morphostructurale de la partie Ouest de Valles Marineris (Mars): interprétation
géomorphologique et tectonique. Mémoire de DEA, Université Paris-Sud (Orsay), et Université Paris IV
(Meudon), 70 p. + carte
Mège, D., 1994 - Aspects structuraux du complexe magmato-tectonique de Tharsis sur Mars. Thèse de doctorat,
3394, Université Paris XI, Orsay, 21 novembre 1994, 384 p.
Ces travaux ont été effectués sous l'encadrement de Philippe Masson, Université Paris-Sud.
4. Rapports scientifiques
Rapport de maîtrise (effectué suite à une démarche volontaire, les TER n'existant pas à l'époque…) :
[R1] Mège, D., 1990 - Etude géologique préalable de Maxwell Montes et Fortuna Tessera (Ishtar Terra), Vénus,
d’après l’imagerie des sondes Venera 15 et 16. Rapport de stage, Laboratoire de géologie dynamique
interne, 27 p. + cartes.
Rapport effectué pour le BRGM à la fin de la maîtrise :
[R2] Mège, D., 1990 - Evaluation des séismes maximaux physiquement plausibles en France : étude
bibliographique de la sismicité majeure intraplaque dans l’est des Etats-Unis en vue de corrélations.
Mémoire BRGM, Marseille-Luminy, env. 100 p.
Travail sur la rugosité du sol martien à différentes échelles effectué pour le CNES dans le cadre de la préparation
de la mission Mars 94 :
[R3] Mège, D., F.X. Chaffaud, F. Costard, P. Masson, and J.-P. Peulvast, 1991 - Mars 94 : étude
préliminaire des sites d’atterrissage et de largage de ballons. CNES Technical Report, n°25, 80 p.
Travail effectué dans un cadre post-doctoral à l'Université du Nevada, Reno :
[R4] Mège, D., 1996 - FAULT6a user notes. Reno, Nevada, Geomechanics—Rock Fracture Group, UNR.
5. Communications
Colloques nationaux (*avec résumé étendu de 2 à 4 p.)
[C1] Mège, D., et P. Masson, 1992, Géomorphologie et mouvements tectoniques récents sur la planète Mars
(partie occidentale de Valles Marineris). Colloque AGSO/GFG "La quantification en géomorphologie",
Bordeaux, 19-20 novembre 1992.
[C2] Mège, D., et P. Masson, 1992, Géomorphologie et évolution de versants sur la planète Mars (partie
occidentale de Valles Marineris) : implications géodynamiques. Colloque AGSO/GFG "La quantification en
géomorphologie", Bordeaux, 19-20 novembre 1992.
[C3] * Mège, D., et P. Masson, 1994, Dans quelles mesures peut-on comparer Valles Marineris et les rifts
terrestres continentaux ? Colloque du Programme National de Planétologie de l'INSU, B.R. Bernhard,
M.D. Festou and F. Foucaud (Eds), S17-3, 4 p.
[C4] * Peulvast, J.-P., D. Mège, J. Chiciak, F. Costard, et P. Masson, 1994, Morphogenèse et tectonique
sur Mars : les enseignements de l'étude morphostructurale de Valles Marineris. Colloque du Programme
National de Planétologie de l'INSU, B.R. Bernhard, M.D. Festou and F. Foucaud (Eds), S8-42, 4 p.
12
[C5] * Mège, D., et P. Masson, 1998 – Conséquences structurales des points chauds sur Mars et sur Terre.
Colloque du Programme National de Planétologie de l'INSU, S1-13, 4 p.
[C6] * Peulvast, J.-P., F. Costard, D. Mège, et P. Masson, 1998, Les grands versants de Valles Marineris
(Mars) : Morphologie, évolution, signification lithologique et géodynamique. Colloque du Programme
National de Planétologie de l'INSU, S1-14, 4 p.
[C7] Mège, D., Y. Lagabrielle, E. Garel, M.-H. Cormier, et A. C. Cook, 2000, Rifting volcanique et
effondrements gravitaires sur Mars. Colloque ATI/INSU, 20 décembre 2000.
Colloques internationaux (*avec résumé étendu de 2 à 4 p.)
[C8] Mège, D., and P. Masson, 1994, Past and current geometry of Valles Marineris. Abstract, EGS XIX General
Assembly, Annales Geophysicae, 12, Supplt. III, C 653.
[C9] Mège, D., and P. Masson, 1995 - The Tharsis dyke swarms on Mars. Abstract, EGS XX General Assembly,
Annales Geophysicae, 13, Supplt. III, C 749.
[C10] Mège, D., and P. Masson, 1995 - Dyke swarms in the Tharsis province of Mars. In: A. Agnon and G.
Baer (Eds), 3rd International Dyke Conference, Program & Abstracts, p. 44.
[C11] Wählisch, M., J. Oberst, T. Roatsch, D. Mège, A.C. Cook, W. Zhang, A. Hoffmeister, A. Rexin,
and R. Jaumann, 1995 - New digital topographic models near Mare Orientale from Clementine UVVIS
stereo image data. Div. Planet. Sci. Int. Astron. Soc. 27th Annual Meeting, p. 57.
[C12] Mège, D., and P. Masson, 1996, Along-strike variations of tectonic extension in Valles Marineris, Mars,
implications for models of origin. Abstract, EGS XXI General Assembly, Annales Geophysicae, 14, Supplt.
III, C 793.
[C13] Mège, D., 1997, Surface extension and dyke emplacement at Alba and Tantalus Fossae, Mars. Abstract,
EGS XXII General Assembly.
[C14] Mège, D., and P. Masson, 1997, Volcano-tectonic evolution of terrestrial and Martian hotspots. Abstract,
EGS XXII General Assembly.
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[C17] * Mège, D., and P. Masson, 1997, An actually hot tectonic model for the Tharsis hotspot. Lunar and
Planetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 925-926.
[C18] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Tension fracturing at Uranius Fossae, Mars. Lunar and Planetary
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[C19] Mège, D., 1999, Toward plume tectonics models including compression. EUG 10.
[C20] * Mège, D., 1999 - A method for estimating 2D horizontal shortening at wrinkle ridges from remote
sensing data: Results from the Yakima fold belt (Columbia Plateau). Lunar and Planetary Science
Conference XXX, Lunar and Planetary Institute, Houston, CD-ROM, 1838.pdf.
[C21] * Mège, D., 1999, Surface shortening at the Coprates ridged plain, Syria Planum flood basalt province,
Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXX, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 1519, 1999, CD-ROM, 1876.pdf.
[C22] * Mège, D., 1999, A stress history consistent with the volcanic and tectonic history of the early Tharsis
flood basalt province on Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXX, Lunar and Planetary
Institute, Houston, CD-ROM, 2065.pdf.
[C23] * Mège, D., 1999, Graben morphology, dike emplacement, and tension fracturing in the Tharsis igneous
province of Mars. 5th International Mars Conference, Houston, Texas, Lunar and Planetary Institute, CDROM, 6182.pdf.
[C24] * Mège, D., 1999, Dikes on Mars: (1) What to look for? (2) A first survey of possible dikes during the
Mars Global Surveyor aerobreaking and science phasing orbits. 5th International Mars Conference,
Houston, Texas, Lunar and Planetary Institute, CD-ROM, 6207.pdf
13
[C25] * Costard, F., Mangold, N., Masson, P., Mège, D., and Peulvast, J.-P., 1999, Melas Chasma:
Potential landing site for the Mars 2001 mission. Workshop on Mars 2001 landing Site, Lunar and
Planetary Institute, Houston, October 4, 1999, 3 p.
[C26] * Cook, A. C., D. Mège, and R. A. Craddock, 2000, Stereo derived digital elevation models of Mars
fitted to MOLA profiles. Lunar and Planetary Science Conference XXXI, Houston, March 13-17, 2000, CDROM, 2008.pdf.
[C27] * Mège, D., D. Chardon, and Hansen, V. L., 2000, Rayleigh-Taylor instability-driven plume tectonics
and the rheology of the Archean, Venusian, and Martian crusts. Lunar and Planetary Science Conference
XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17, 2000, CDROM, 1998.pdf.
[C28] * Mège, D., Y. Lagabrielle, E. Garel, M.-H. Cormier, and A.C. Cook, 2000, Collapse features and
narrow grabens on Mars and Venus: dike emplacement and deflation of underlying magma chamber.
Lunar and Planetary Science Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17,
2000, CD-ROM, 1854.pdf.
[C29] * Mège, D., and S.P. Reidel, 2000, Two-dimensional shortening at planetary wrinkle ridges. Lunar and
Planetary Science Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17, 2000, CDROM, 1570.pdf.
[C30] * Schultz, R. A., Moore, J. A., Grosfils, E. B., Tanaka, K. L., Mège, D., Hauber, E., and Kronberg,
P., 2000, Revised model for simple planetary grabens and tectonic implications. Lunar and Planetary
Science Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, Texas, CD-ROM, 1175.pdf.
IV.
Participation aux programmes nationaux et internationaux
En raison de la distance existant entre mes travaux et les thèmes dominants du Laboratoire de tectonique de
l'UPMC, le financement de mes travaux depuis mon recrutement s'est effectué sur des contrats indépendants
dont le plus souvent j'ai pris la responsabilité.
A ces financements il faut ajouter deux subventions ponctuelles de la Geological Society of America (GSA
International Division et GSA Foundation) et une contribution de la National Science Foundation sur un contrat
de Stephen P. Reidel (Pacific Northwest National Laboratory).
Par ailleurs un projet en cours avec Jacques Angelier (UPMC) et Charles Aubourg (Université de CergyPontoise) sur la signature microtectonique, paléomagnétique et satellitale des rotations de blocs à proximité du
décrochement du Lake Mead (Nevada), financé par l'Unité de recherche (ESA CNRS 7072), n'est pas abordé dans
ce mémoire en raison de la distance thématique avec mes autres travaux.
1. Programmes nationaux
INSU/Action thématique innovante (1999-2000)
Sujet
Collaborations
- Resp. D. Mège
Relations fracturation/essaims de dykes sur Mars
Anthony C. Cook, National Air and Space Museum, Washington, D. C.
Yves Lagabrielle, Université de Bretagne occidentale
Erwan Garel, Université de Bretagne occidentale (doctorant)
Marie-Hélène Cormier, Lamont-Doherty Earth Observatory, Palisades, N. Y.
INSU/Programme national de planétologie (2001) - Resp. D. Mège
Sujet
Collaborations
Déformation compressive globale sur Mars
Robert S. Anderson, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, CA
Stephen P. Reidel, Pacific Northwest Laboratory, Richland, WA
INSU/Corne de l'Afrique (à partir de 2000) - Resp. D. Mège
Sujet
Collaborations
Mise en place des essaims de dykes dans la Province volcanique éthiopienne, relations avec la
tectonique régionale et les paléocontraintes
Tesfaye Korme, Addis Ababa University
Nicolas Arnaud, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand
Catherine Deniel, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand
Hervé Diot, Université de La Rochelle
Tesfaye Kidane, Addis Ababa University
Daniel Ohnenstetter, CNRS/CRPG, Vandoeuvre-lès-Nancy
14
CNRS (GDR Marges)/IFRTP - Resp. L. Geoffroy, U. Maine
Sujet
Relations tectonique/magmatisme dans la Province volcanique thuléenne (marge orientale du
Groenland)
Collaborations directes dans ce programme
Laurent Geoffroy, Université du Maine
Charles Aubourg, Université de Cergy-Pontoise
Jean-Paul Callot, Université du Maine (doctorant)
2. Programmes internationaux
Coopération inter-universitaire UPMC –Addis Abeba University (à partir de 2000)
Resp. D. Mège - Sujet et collaborations : id. INSU/Corne de l'Afrique
Coopération inter-universitaire UPMC –University of Nevada, Reno (à partir de 2001)
Resp. D. Mège Sujet
Collaboration
Mécanique des rifts volcaniques sur Mars
Richard A. Schultz, UNR
NASA Planetary Geology and Geophysics Program (1997-2003) - Resp. R. A. Schultz, UNR
Sujet
Collaborations
Deux contrats successifs portant sur la mécanique des fractures appliquée aux autres corps
planétaires
Richard A. Schultz, University of Nevada, Reno
Eric B. Grosfils, Pomona College, California
Kenneth L. Tanaka, U.S.G.S., Flagstaff, AZ
3. Demande en cours
Coopération Pacific Northwest National Laboratory – UPMC (à partir de 2001)
Sujet
Collaborations
V.
Raccourcissement et subsidence dans les trapps du plateau de Columbia
Stephen P. Reidel, Pacific Northwest National Laboratory, Richland, WA
Activités d'encadrement
Donner à des étudiants les moyens de s'initier à la recherche est l'un des devoirs du chercheur. Il s'agit d'une
part d'assurer leur formation scientifique, et d'autre part de leur donner les moyens quotidiens de travailler dans
de bonnes conditions.
La formation scientifique passe par un travail de discussion et de conseil, le financement de colloques
internationaux et d'une façon générale, par toute incitation à ce que l'étudiant noue des contacts avec la
communauté scientifique internationale dans son domaine. En se basant sur mon expérience personnelle, ce
dernier point me semble crucial pour le propre travail de l'étudiant et pour son avenir dans la recherche.
L'objectif de la formation scientifique comprend aussi la capacité à travailler de façon autonome et l'habitude de
travailler et de rédiger de façon précise et argumentée.
Au quotidien, sans nécessairement en arriver au cas de certains laboratoires du MIT, dans lesquels chaque
étudiant dispose de sa propre station UNIX et d'un ordinateur portable, il me semble qu'aujourd'hui chaque
étudiant doit avoir son propre poste de travail, ne serait-ce que pour éviter les ambiances consécutives aux
mystérieuses pertes de données sur des disques durs trop étroits. Ceci est d'autant plus nécessaire en
planétologie où la quasi-totalité des données est sur des serveurs distants. C'est à l'encadrant de veiller à ce que
ces conditions de travail soient réunies.
L'importance de l'encadrement ne se limite pas selon moi à la thèse et au DEA. Dans leur grande majorité,
les étudiants à l'université ne feront jamais de recherche académique, indépendamment de ce que l'on peut
penser du rôle de l'université. Le mémoire effectué en DESS et en second cycle est particulièrement formateur
pour l'avenir de beaucoup d'étudiants, il s'agit du seul travail autonome de haut niveau dans lequel ils pourront
montrer leur capacité à synthétiser des informations bibliographiques et un minimum de recherche dans un texte
clair, cohérent et argumenté.
15
1. Co-encadrement de thèse et encadrement de DEA
Depuis 2 ans est proposé au DEA le sujet de thèse intitulé Interaction entre magmatisme et tectonique : analyse
structurale et mécanique comparative de systèmes d’injections magmatiques (dykes) en relation avec le régime
tectonique en domaine cassant continental ou océanique.
Ce sujet, co-encadré par J. Angelier, examinerait
les relations entre la mise en place de dykes et les
déformations
tectoniques
sus-jacentes
dans
différentes régions volcaniques du système solaire,
comme par exemple sur Terre la Province volcanique
éthiopienne, le plateau de Columbia, la marge
orientale du Groenland, l'Islande, ou la ride EstPacifique, sur Mars la Province volcanique de Tharsis,
et sur Vénus les essaims de fractures et de dykes
observés autour de certaines coronae volcaniques. Ce
sujet n'a pas encore été choisi, peut-être en raison de
mon intervention très limitée au DEA principal auquel
participe le Laboratoire de tectonique (DEA Méthodes
quantitatives
et
modélisations
des
bassins
sédimentaires). Il sera proposé à nouveau l'année
prochaine. D'une manière générale, mon fort
investissement dans la filière de Sciences naturelles
(licence, maîtrise, Capes, Agrégation) contribue peutêtre à marginaliser mon profil de recherche auprès
d'étudiants à la recherche d'un mémoire de DEA un
d'une thèse.
J'ai cependant collaboré avec des étudiants en
thèse d'autres laboratoires sans être impliqué dans
leur encadrement au sens officiel. A un moment ou un
autre de leur thèse, mon expertise dans un domaine
donné a ainsi été utile à 3 étudiants, donnant lieu à
des publications en commun :
ƒ
Yann Chiciak (Université Paris IV), étudiant de
Jean-Pierre Peulvast, dont le sujet de thèse
portait sur la morphologie des grands versants
martiens et avec qui j'ai beaucoup travaillé sur ce
thème jusqu'en 1998 [A5],
ƒ
Erwan
Garel
(Université
de
Bretagne
occidentale), dans une application de modèles
expérimentaux de rifting à la planète Mars [C7,
C28, S1],
ƒ
Des données structurales et des échantillons
paléomagnétiques recueillis dans des dykes
tertiaires de la marge SE du Groenland en 1998
ont été utilisés par Jean-Paul Callot (Ecole
normale supérieure, Paris) pour étudier la
direction de l'écoulement ([A9]).
2. Parrainage de thèse
Véronique Frey (Université Paris-Sud, depuis 1999)
Ecole doctorale
Formation
Sujet
Direction de thèse
Astronomie et Astrophysique d'Ile-de-france
Astrophysique et techniques spatiales (UPMC/Paris 7/UPS/Observatoire de Paris)
Géomorphologie quantitative de la région de Valles Marineris (Mars)
Philippe Masson, UPS
3. DESS
Noadia Worku (2000, co-encadrement avec J. Chorowicz)
DESS
Sujet
Télédétection (stage d'un semestre)
Morphométrie de la Province volcanique éthiopienne
Arnaud Chauwin (2000)
DESS
Sujet
Télédétection (stage de 2 mois)
Formation à ER Mapper : Géoréférencement, rectification et mosaïquage de l'imagerie
Viking sur la région d'Elysium (Mars)
Yvan Tremblay (1999)
DESS
Sujet
Télédétection (stage de 2 mois)
Extraction des données d'altimétrie laser MOLA (Mars) et application à la topographie
de la région de Tempe Terra
16
4. Maîtrise ST
Ariane Mascret (2001-2002)
Sujet
rifting sur Mars : comparaisons structurales avec l'Afar
Sylvie Ganteil (UBP, 1997)
Etude de la rugosité du fond de la caldera du Krakatao (avec A. Provost)
Sujet
5. Maîtrise SN
Laurent Guigon (1999) Critères géologiques d'apparition de la vie sur Mars
Hélène Géliot (2000)
VI.
Comparaison des styles tectoniques sur la Terre, Mars et Vénus
Activités d'enseignement
L'enseignement que j'ai effectué se répartit en 3 volets. Le premier est d'ordre planétologique, et occupe une
place grandissante avec les années. L'évolution des programmes actuellement laisse une place de plus en plus
grande à cette discipline, qu'il s'agisse du DEUG, de la licence-maîtrise de Sciences naturelles, du Capes, de
l'agrégation ou du niveau de l'école doctorale. L'enseignement dans la filière des sciences naturelles est un
second volet, et la filière Sciences de la Terre est le troisième.
L'enseignement que j'effectue dans la filière Sciences de la Terre essaie de contribuer à la formation des
étudiants sur des thématiques qui leur seront utiles, que leur avenir soit dans la recherche ou dans les sciences
appliquées. Je tiens beaucoup à maintenir une approche combinant les deux : c'est en partie une déformation
professionnelle car en se spécialisant en planétologie on doit garder à l'esprit l'éventualité d'une reconversion
dans le milieu de la "vraie vie".
Dans le module de tectonique de maîtrise les étudiants réfléchissent ainsi sur la propagation des fractures, et
sur l'importance de l'échelle d'observation dans les modèles mécaniques à appliquer. J'essaie aussi de les
prévenir contre le danger qu'il y aurait à vouloir appliquer la loi de Byerlee s'ils sont payés pour construire des
ponts ou des tunnels, auquel cas ils auraient rapidement de bonnes raisons d'être mis à la porte. Je leur
enseigne ainsi les rudiments de la mécanique des masses rocheuses. Allier géologie structurale fondamentale et
appliquée provient d'une réflexion suscitée par les méthodes de travail de Richard A. Schultz au cours de mon
stage post-doctoral à l'Université du Nevada (Reno). Dans un autre module, Géoenvironnement et télédétection
j'ai mis en place une série de TD d'initiation aux systèmes d'information géographique. Là encore, il s'agit d'une
formation qui sera utile aux étudiants quel que soit leur avenir professionnel.
Je considère prioritaire l'enseignement dans la filière des Sciences naturelles, dans laquelle j'enseigne à
raison de 60% de mon temps d'enseignement. Les étudiants de cette filière sont nombreux et dans leur majorité
motivés. Ils ont un emploi du temps surchargé et beaucoup travaillent pour financer leurs études. Ils se
destinent à un métier qui est le nôtre mais en plus difficile, en collège ou en lycée. Leur formation leur assure
une ouverture plus large sur les sciences que ne le permet la filière des Science de la Terre. Beaucoup d'entre
eux, en stage de terrain, en savent bien plus long que moi dans certains domaines proches de la géologie, et j'y
trouve donc un intérêt réciproque. Cette filière a une orientation à tendance encyclopédique qui ne peut plus
avoir cours dans la recherche d'aujourd'hui, mais qui dans l'idéal serait souhaitable pour tous les chercheurs.
Pour un chercheur il peut également être vu comme une source de modestie et de reconsidération des valeurs le
fait d'enseigner à des étudiants aux ambitions éducatives mais qui ouvertement ne se destinent pas à la
recherche. Cet ensemble de raisons explique qu'au fil des années j'ai tenu à m'investir massivement dans cet
enseignement.
1. Thématiques enseignées
Initiation à la géologie
DEUG SVT :
DEUG SCM :
UVSQ, 1992-1994
UBP, 1996-1997
Géodynamique, UPMC, module optionnel SCMO2-6 (1997-1999)
17
Tectonique
ƒ
ƒ
ƒ
ƒ
ƒ
Licence/maîtrise Sciences naturelles : géologie de la France (UBP, 1996-1997)
Licence/maîtrise Sciences naturelles : module de tectonique (UPMC/G1, 1997-2001)
Licence/maîtrise Sciences naturelles : géologie de la France (UPMC/G2,1997-2001)
Capes (UPS, 1999-2001)
Maîtrise ST : Nucléation et propagation des fractures, critères de rupture et lois de friction, profils de
déplacement et lois d'échelle (UPMC/ M2, 1998-2001)
Télédétection
ƒ
Maîtrise ST : Systèmes d'information géographique et photo-interprétation (UPMC/M5, 1997-2001)
Planétologie
ƒ
ƒ
ƒ
ƒ
Licence de sciences naturelles : dynamique interne et externe des planètes (UPMC, 2001)
Capes : Météorites, reliefs volcaniques, dynamique interne et dynamique externe des corps du système
solaire (UPMC et UPS, 1997-2001)
Agrégation : planétologie, volcanisme planétaire (UPMC, 2001)
Ecole doctorale (Géosciences de l'environnement) et DESS (Télédétection): Lithosphères planétaires (UPMC,
1997-2001)
Origines de la vie et exobiologie
ƒ
ƒ
DEUG SVT (UPMC/Méthodologie, 1999-2001)
Maîtrise ST : conditions d'une vie sur Mars (2001)
Stages de terrain
ƒ
ƒ
ƒ
Volcanologie : Chaîne des Puys, 1 j. (UBP, Deug SVT, 1996-1997)
Initiation à la géologie de terrain/géologie de la France :
Anjou, 3 j., (UVSQ, Deug SVT, 1993-1994)
Normandie, 3 à 4 j. (UPMC/Maîtrise de Formation des maîtres, 1997-2001)
Analyse morphostructurale des paysages et cartographie : Provence, 6 j. (UPMC/ Maîtrise ST, 1998-2001)
2. Répartition des heures d'enseignement
Répartition indicative pour une année type :
DEUG SVT/SCM
Licence/Maîtrise de sciences naturelles
Capes et agrégation
Maîtrise de sciences de la Terre
3e cycle
10%
55%
5%
25%
5%
3. Coordination d'enseignements
1993-1994 : Module de Deug/Initiation à la géologie, UVSQ, coordination des enseignements de TP/TD avec
Olivier Lacombe (UPMC)
1999-2001 : Module de Deug SVT/Méthodologie Origines de la vie et exobiologie, UPMC, coordination des cours
et des TP/TD (resp. du module M.-C. Maurel, UPMC, Institut Jacques Monod)
18
VII.
Responsabilités administratives
Certaines des tâches administratives nécessitent que des chercheurs s'y impliquent eux-mêmes. J'ai assuré trois
de ces tâches, dont deux tournées vers l'enseignement :
ƒ
Responsabilité des services d'enseignement du Laboratoire de tectonique (1997-2001)
A chaque rentrée les temps de services doivent être équitablement réorganisés en prenant en compte le flux
d'enseignants (départs en retraite et recrutements). C'est une tâche prenante en raison des modifications
inévitables en cours d'année liées aux missions des uns et des autres, aux effectifs changeants des modules et
des stages de terrain, et aussi une tâche hautement diplomatique en raison du sentiment de suspicion qui plane
inévitablement auprès de certains collègues vis-à-vis de ce type de comptabilité.
ƒ
Coordination des besoins en logiciels du Laboratoire de tectonique (1997-1999)
ƒ
Membre titulaire nommé à la CSE des sections 35-36 de l'Université du Maine (2001-)
Il y a peu de laboratoires français impliqués dans les relations entre volcanisme et tectonique, l'une d'entre
elles est l'Université du Maine, sous l'impulsion de Laurent Geoffroy. Ma nomination dans la CSE 35-36 traduit
une volonté d'appuyer cet axe de recherche.
ƒ
Membre titulaire nommé à la CSE des sections 35-36 de l'Université d'Aix-Marseille III (2001-)
19
Seconde partie
Etudes comparatives et apport des
planètes telluriques à la compréhension
de la déformation des grandes provinces
magmatiques
Introduction
Ce mémoire traitera en particulier de régions dans lesquelles s'observent de vastes épanchements basaltiques
de type trapps, justifiant le terme employé ici de grandes provinces magmatiques, ou PIG, traduction littérale de
Large Igneous Provinces, ou LIP (e. g., Coffin and Eldholm, 1994).
Pour autant toutes les PIG ne sont pas concernées par ce travail. Typiquement il s'agira de PIG attribuées à
la remontée de panaches mantelliques, et dont une partie au moins est observée sur le continent. Dans ce travail
le terme panache implique une activité magmatique prolongée débutant lorsque la tête de l'anomalie
thermique s'aplatit à la base de la lithosphère mécanique, et se poursuivant par un magmatisme de traîne
donnant typiquement lieu à un alignement volcanique sous le coup du déplacement relatif de la lithosphère par
rapport à l'asthénosphère. Le terme point chaud sera utilisé dans le sens d'un ensemble de caractéristiques
volcaniques, structurales, géochimiques et géophysiques qui conjointement sont utilisées sur Terre pour
l'identification de panaches mantelliques. En soi ce terme n'implique aucun mécanisme génétique. Cette
dissociation des causes et des effets est rendue nécessaire par l'étude des exemples extra-terrestres pour
lesquels la liaison entre processus profonds et de surface reste très spéculative, et aussi par le fait du plus grand
flou régnant aujourd'hui encore sur la nature réelle d'anomalies thermiques terrestres attribuées par défaut à des
panaches mantelliques.
Par choix, les plateaux basaltiques océaniques ne sont pas traités, peut-être plus par le souci de circonscrire
le champ d'investigation de ce travail à une taille raisonnable que par une différence supposée des processus.
En revanche, l'analogie entre les processus dans certaines grandes provinces magmatiques martiennes et les
processus observés aux limites de plaques divergentes amène à élargir la notion de grande province magmatique
aux rifts volcaniques terrestres, comme la ride Est-Pacifique ou le rift éthiopien, ou encore le rift d'Asal.
1. Les déformations des grandes provinces volcaniques : état des lieux
Rifting
Il n'est bien sûr pas question de rappeler
exhaustivement dans ce mémoire l'immense littérature
sur le sujet des relations entre point chaud et rifting,
qui a un temps quasiment monopolisé le débat sur les
déformations des grandes provinces magmatiques.
Ces relations ne sont que l'un des aspects des
relations entre point chaud et déformations
tectoniques. Le débat entre rifting actif et passif a fait
long feu. Il semble clair toutefois que dans le cas où la
lithosphère est soumise à des contraintes extensives
alors qu'un panache arrive à la base de celle-ci, les
conséquences en seront un rifting dont la localisation
sera influencée, à des degrés divers, par l'étendue de
la zone thermiquement affaiblie de la lithosphère, les
discontinuités préexistantes, provenant par exemple
de zones orogéniques ou de rifts anciens, et le
bombement thermiquement induit de la lithosphère
au-dessus du point chaud. (Houseman et England,
1986, White et McKenzie, 1989, 1995, Griffiths et
Campbell, 1991, Hill, 1991, Courtillot et al., 1999).
Le rôle du magmatisme dans ce schéma est
complexe. Il semble admis qu'une fraction
considérable du volcanisme correspond à la mise en
place de trapps au moment de l'initiation de l'activité
volcanique du point chaud, dont le volume est de
l'ordre de 106 km2 (cf. e. g. White et McKenzie, 1989),
et la durée de l'ordre de 1 à 2 Ma au plus pour les
9/10e du matériel émis (e. g., LeCheminant et
Heaman, 1989, Tolan et al., 1989, Hofmann et al.,
1997). Le débat concernant qui du volcanisme ou du
rifting a précédé l'autre a été abondamment discuté
20
(e. g., Hill, 1991), mais tout n'est peut-être que dans
la magnitude de l'état de contrainte extensif au
moment de l'arrivée du panache à la base de la
lithosphère. Dans un contexte fortement extensif, le
moindre affaiblissement rhéologique pourra focaliser
un rifting alors même que la fusion partielle donnant
ultérieurement
les
trapps
n'en
sera
qu'au
commencement. Dans un contexte faiblement
extensif, la fusion partielle résultant de l'anomalie
thermique du panache pourra débuter la mise en place
de trapps avant que la lithosphère ne commence à
être significativement riftée. Après l'un ou l'autre de
ces schémas initiaux, le magmatisme et l'évolution
structurale vont de pair.
Il est clair cependant que le soulèvement
thermique d'une lithosphère, comme sa surcharge
magmatique, créent des champs de contrainte qui ne
sont pas en extension partout (e. g., Banerdt, 1986,
Banerdt et al., 1992, Banerdt et Golombek, 2000), de
sorte qu'à part le fait que la rupture en tension est
trois fois plus facile qu'en compression, il n'y a peutêtre pas de raison très rationnelle pour laquelle seule
la tectonique en extension serait favorisée par l'arrivée
d'un panache mantellique à la base de la lithosphère
et non la rupture en compression.
Dyking
La mise en place d'essaims de dykes basiques géants est l'un des traits majeurs faisant la liaison entre
volcanisme de trapps et rifting. Par dykes basiques géants il est entendu des dykes dont l'épaisseur moyenne est
supérieure à 10 m et la longueur supérieure à quelques centaines de kilomètres [A4]. L'exemple classique est
l'essaim du Mackenzie, dont l'épaisseur moyenne des dykes qui le constituent est à l'affleurement de 30 m et la
longueur 2500 km au minimum (Fahrig et Jones, 1969).
Fahrig (1987) proposa un modèle de rifting basé sur des observations dans les boucliers précambriens selon
lequel le magma produit lors de l'impact d'un panache à la base de la lithosphère était transmis à la surface par
le biais d'essaims de dykes géants en éventail disposés en 3 branches radiales dont le point de convergence
serait le point d'impact. Ces trois branches constitueraient le soubassement des rifts autour du point triple (Burke
et Dewey, 1973). Selon le modèle de Fahrig, le cycle de Wilson amènerait à l'océanisation de deux des branches
de rift dont la fermeture ultérieure expliquerait l'observation fréquente d'un essaim de dykes en éventail
convergeant vers un orogène plus récent. Ernst et al. (1996) ont proposé une classification des essaims de dykes
géants et compilé une première liste des essaims recensés. L'analyse de leur géométrie a pu aider à
l'identification de points chauds fossiles non encore répertoriés (Figure 6).
Figure 6. La géométrie en éventail de certains essaims de dykes permet de localiser des points chauds sur Terre, en
particulier des points chauds fossiles [A4]. 10°lat ⇔ 1110 km.
Des analyses d'anisotropie de susceptibilité
magnétique ont montré que l'écoulement dans ces
dykes, d'abord subvertical au-dessus de la région de
fusion partielle, s'horizontalisait ensuite rapidement
vers les régions externes de l'essaim (Ernst et
Baragar, 1992). Cet écoulement latéral proviendrait de
la propagation préférentielle des dykes basiques au
niveau crustal usuellement dénommé Neutral
21
Buoyancy Zone (NBZ), zone de flottabilité neutre où la
densité du magma s'équilibre avec celle de l'encaissant
(Turcotte, 1990, Lister, 1991). La propagation de
dykes à cette profondeur, typiquement de l'ordre de 23 km sur Terre (Lister, 1991, Wilson et Head, 1994)
explique aussi élégamment pourquoi ces dykes géants
(30 m en moyenne pour l'essaim du Mackenzie par
exemple, Fahrig, 1987) ne semblent avoir été éruptifs
qu'exceptionnellement ou localement. On considère
ainsi souvent qu'en contexte de rifting l'extension
tectonique en surface est balancée en profondeur par
la dilatation des dykes basiques (e. g., Forslund et
Gudmundsson, 1991). Ce concept de zone de
flottabilité neutre est cependant une notion à utiliser
avec précautions car elle ne permet théoriquement
que très exceptionnellement l'arrivée de magma
basique en surface. Ebinger et Casey (2001) ont, à
l'opposé de ce concept, proposé un modèle de rifting
dans le rift éthiopien dans lequel l'extension en surface
ne se ferait actuellement plus par étirement crustal le
long des failles bordières majeures, mais par dilatation
de dykes éruptifs au centre du rift.
L'un des intérêts tectoniques des essaims de dykes
réside dans leur fiabilité en tant que marqueurs de
paléocontraintes, les dykes étant réputés se propager
en mode I (Stevens, 1911, Anderson, 1951). Des
arguments de terrain et de laboratoire confirment que
la plupart des dykes créent leur propre fracture sous
l'effet de la pression des gaz précédant le magma
dans la fracture (Baer, 1991, 1995, Hoek, 1995), ce
qui selon la théorie de Griffith va dans le sens d'une
interprétation
des
dykes
comme
indicateurs
théoriquement parfaits des trajectoires de contraintes
principales. Il existe néanmoins des précautions à
prendre en effectuant des interprétations en termes
de paléocontraintes :
ƒ
A l'échelle de l'affleurement cette loi n'est parfois
pas valide, la géométrie des dykes étant alors
influençable par les hétérogénéités structurales de
l'encaissant (Baer et al., 1994).
ƒ
L'incertitude demeure sur l'orientation de deux
des contraintes principales (Halls, 1987).
ƒ
La question de la propagation de dykes en mode
mixte I-II a été soulevée (Geoffroy et Angelier,
1995), et répondrait à l'observation fréquente de
dykes sécants datant du même épisode
magmatique, fournissant ainsi une alternative à
l'explication qui voudrait que le champ de
contrainte ait légèrement varié entre les deux
injections. Quoi qu'il en soit, il est sans doute
prudent de n'interpréter en termes de trajectoires
de contraintes que des orientations statistiques de
dykes.
Soulèvement épirogénique
L'importance du sous-placage magmatique dans le
maintien et même la surrection des plateaux
basaltiques est connue depuis longtemps (McKenzie,
1984). L'importance de la topographie créée, en
particulier lorsqu'un rifting a accompagné l'activité
volcanique, résulte de l'efficacité du processus de
fusion partielle par augmentation de température,
typiquement de 150-300°C (e. g., Bijwaard et
Spakman, 1999) et par baisse de pression adiabatique
(McKenzie et Bickle, 1988). Il en découle ainsi que le
volume des trapps est d'autant plus élevé que le
facteur d'étirement de la lithosphère l'est aussi (White
et McKenzie,1989), que la lithosphère étirée est
initialement mince, ou que le diamètre de la planète
est faible (McKenzie et O'Nions, 1991). Olson (1994) a
étudié l'évolution spatiale et temporelle de la
topographie produite par le soulèvement thermique
d'une lithosphère sous l'impact d'un panache et par
l'accrétion du matériel magmatique extrait par fusion
partielle du manteau. L'équilibre des plateaux
volcaniques est atteint par mouvement vertical
différentiel avec les terrains adjacents.
Cet aspect de la tectonique des plateaux
volcaniques est encore mal connu car peu étudié.
Malgré cela, si le point chaud évolue dans une
lithosphère en extension, il semble raisonnable de
s'attendre à une tectonique en extension sur les
rebords du plateau si le résidu de fusion à densité
amoindrie contrebalance efficacement la charge
magmatique produite (White et McKenzie, 1989),
éventuellement associée à une tectonique gravitaire.
Dans le cadre d'une lithosphère en compression ou
plus généralement de forte épaisseur, le problème se
pose de la quantité de magma pouvant être produit
par
l'anomalie
thermique
uniquement,
sans
décompression du manteau. Il semble possible,
cependant, que suffisamment de magma puisse être
produit dans ce cas de figure pour induire un
soulèvement topographique majeur, même si le
volcanisme de surface est bien plus limité que dans le
cas des provinces volcaniques en extension, comme
en atteste la topographie actuelle à 2000 m des
plateaux du Hoggar et du Tibesti. Une conséquence de
la charge de plateaux sur la tectonique des régions
adjacentes pourrait être la remontée de metamorphic
core complexes concentriques à la bordure des
plateaux (Borgia et al., soumis). Là encore, il s'agit
d'un domaine peu approfondi à l'heure actuelle, sans
doute en partie par absence de prise de conscience
dans la communauté géologique que les déformations
tectoniques ne sont peut-être pas toutes liées
directement aux mouvements aux limites de plaques.
22
2. Les déformations des grandes provinces volcaniques : contribution
Rappel bref des travaux de thèse
Sur des critères géomorphologiques et structuraux [A3], la thèse mettait en évidence d'une part l'existence
d'essaims de dykes géants sur Mars dans la plus grande province volcanique martienne et la plus déformée, la
région de Tharsis (Figure 8, Figure 7).
Ces essaims de dykes étaient interprétés comme potentiellement semblables à ceux observés sur les boucliers
continentaux terrestres. La signature géomorphologique et structurale de ces dykes et leurs relations avec une
tectonique régionale extensive étaient analysées. Des cartes de contraintes principales avaient pu être établies et
corrélées avec l'ensemble des structures tectoniques observées dans la région de Tharsis, et comparées aux
modèles géophysiques d'inversion des anomalies de gravité et de topographie [A2].
Figure 7. Carte structurale du dôme volcanique de Tharsis (Mars) et modèle numérique de terrain (Zuber et al., 2000). Sont
identifiés : les volcans principaux Olympus Mons, Alba Patera et les Tharsis Montes) ; le sommet du bombement topographique
et centre volcano-tectonique majeur : Syria Planum ; le système de fossés de Valles Marineris ; les fossés d'effondrements
étroits typiques des surfaces silicatées extraterrestres (narrow planetary graben, brun foncé) dont certains seraient localisés à
l'aplomb d'intrusions magmatiques linéaires (dykes individuels ou systèmes de dykes) et chaînes de cratères d'effondrement
(catenae) interprétés de façon similaire ; les centres principaux d'injection d'essaims de dykes (A-D) ; les rides de compression
de type wrinkle ridge (rouge) ; la ceinture compressive périphérique (bleu foncé) ; le pli probable de Claritas-Coprates ; la
limite de la dichotomie topographique (pointillés bleus) et les noms des plaines au-delà de cette limite. Les points chauds
identifiés dans le texte sont ceux de Tharsis (possible centre volcanique précurseur A, centre volcanique principal B, puis
récurrence en C) et d'Alba Patera (centre D, contemporain de C [A3] ). 10°lat ⇔ 590° km.
23
Figure 8. Topographie de Mars (Zuber et al., 2000) et localisation des principaux centres volcaniques (noir) et bassins
d'impact (blanc). Le dôme volcanique de Tharsis peut être défini par les régions d'altitude ≥ 3 km autour des monts Tharsis, et
comprend donc les sites de Syria Planum, Valles Marineris, et Alba Patera, à l'exclusion d'Olympus Mons. 10°lat ⇔ 590 km.
D'autre part la thèse étudiait plus en détail le cas d'un système de fossés entaillant la surface de la planète
sur 2000 km de long, les fossés de Valles Marineris (Figure 9). A partir d'une cartographie structurale de détail,
de modèles numériques de terrain et d'hypothèses estimées raisonnables, le taux d'extension était calculé le long
d'une douzaine de profils transversaux et ses variations interprétées en des termes structuraux et
géodynamiques [A2]. Ainsi la thèse faisait-elle un tour de la tectonique extensive observée dans la région de
Tharsis.
Figure 9. Vue vers l'Est de la
partie nord des fossés de
Valles Marineris (localisation
sur la Figure 8). La dénivelée
des versants les plus hauts
est de ~10 km. Noter les
facettes triangulaires en bas
de certains versants [C5], le
remplissage des fossés par
des dépôts probablement
volcaniques sous une tranche
d'eau, et les trois glissements
de terrain géants tardifs,
affectant la faille bordière la
plus septentrionale et d'extension
latérale
cumulée
~100 km. Modèle numérique
de terrain USGS/NASA.
Tectonique de panache et mécanismes structuraux
Les travaux relatés dans ce mémoire se subdivisent selon deux échelles. Dans un premier temps, les
processus magmatiques et structuraux associés aux provinces magmatiques sont étudiées à l'échelle du
panache, et limités aux observations faites sur les continents. Certains mécanismes à l'échelle d'un segment de
rift ou d'un pli sont ensuite étudiés.
Comme il a été dit plus haut, il ne sera pas traité des relations entre panache et rifting au sens de "qui a
déclenché quoi" ou de "qui était là en premier", débat qui n'a de sens que dans le cadre spécifique de la
tectonique des plaques, et donc hors sujet dans ce mémoire.
24
I.
Caractérisation tectonique des points chauds en domaine
continental
1. Similitudes volcano-tectoniques entre points chauds terrestres, martiens et
vénusiens
Avant de déterminer en quoi la planétologie va se rendre utile pour les points chauds terrestres, il est
nécessaire de montrer que les objets qui vont être comparés sont suffisamment proches. Dans cette section il
sera question des analogies existant entre points chauds terrestres, martien et vénusiens.
Articles de référence : [A2, A3, A4, A6], communications : [C5, C9, C10, C13, C24]
Les critères principaux pour l'identification d'un point chaud
Il existe certains critères utilisés pour distinguer les points chauds probables ou avérés des points chauds
hypothétiques en contexte extensif. Pour qu'un candidat point chaud puisse prétendre à cette appellation il doit
être associé à [A6] :
ƒ
une anomalie thermique s'enracinant profondément dans le manteau, dans le cas d'un point chaud
actuel (e. g., Ribe et Christensen, 1994)
ƒ
une signature magnétique et gravimétrique claire en son point d'impact dans la lithosphère (e. g.,
LeCheminant et Heaman, 1989)
ƒ
la mise en place de trapps, caractérisables par leur volume (souvent de l'ordre de 106km3) et leur
géochimie (87Sr/86Sr pouvant notamment aller jusqu'à 0.719 et appauvrissement en 143Nd/144Nd par
contamination crustale, e. g. Best and Christiansen, 2001, p. 366)
ƒ
la mise en place d'essaims de dykes basiques géants (longueur ≥ 300 km) de composition en
éléments majeurs semblable aux trapps, mais pouvant présenter certaines différences pour les éléments en
traces suggérant que certains essaims n'ont pas alimenté de trapps (Cadman et al., 1994). Les dykes
forment un éventail qui converge vers la région centrale du point chaud.
ƒ
une topographie durable lié au sous-placage magmatique, pérennisant le soulèvement thermique initial
(Olson, 1994)
ƒ
une ligne magmatique (hotspot track) compatible avec le mouvement relatif de la (des) plaque(s)
affectée(s) déterminé par rapport au référentiel de l'ensemble des autres points chauds avérés, dans le cas
de points chauds âgés de plusieurs millions d'années au moins mais pas trop âgés pour que la trace de ce
magmatisme soit encore identifiable.
Il existe certaines dérogations dans des cas précis. Ainsi les trapps du Yellowstone, formant l'unité géologique
du plateau de Columbia, sont à une altitude, 200 m, inférieure aux unités qui l'entourent, la chaîne des Cascades
à l'ouest et celle des Rocheuses à l'est. Pourquoi le bilan isostatique est négatif dans ce cas n'est pas clairement
identifié, peut-être le résidu mantellique léger supposé assurer la surrection topographique dans les autres cas at-il été évacué par le flux asthénosphérique de l'ouest des Etats-Unis, ou encore le magma basique a-t-il été
canalisé par un couloir lithosphérique en extension depuis le point d'impact du point chaud, à la frontière entre le
Nevada et l'Oregon, jusqu'au thinspot à lithosphère amincie du plateau de Columbia 400 km au Nord dans l'Etat
de Washington (Thompson et Gibson, 1991, théorisé par Sleep, 1994) alors que le matériel résiduel de faible
densité serait resté sur place.
Une autre exception est le point chaud éthiopien, clairement identifié par ses trapps mais dont l'essaim de
dykes basique correspondant n'a pas encore été trouvé. Des études sont cependant en cours dans le cadre d'un
projet INSU et UPMC dont j'ai la responsabilité, et en collaboration avec différents organismes (Univ. Blaise
Pascal, Univ. La Rochelle, Univ. Addis Abeba, et CRPG/Nancy).
Dans le cas de points chauds en contexte compressif, la signature des points chauds reste mal définie. Pour
les points chauds actifs, la mesure d'anomalies thermiques, la signature géochimique des basaltes et la
topographie élevée sont les critères privilégiés. Le volume des trapps ne peut être pris en compte puisqu'une
plus grande partie du magma est supposée être restée à l'intérieur de la lithosphère, et la mise en place de sills
basiques devrait logiquement remplacer la mise en place d'essaims de dykes basiques.
25
Identification de points chauds sur Mars et Vénus et correspondances terrestres
Mars. Le volcanisme semble s'être concentré en
quatre régions marquées chacune par un ou
quelques édifices volcaniques majeurs centrés sur
des plateaux, et ayant eu une activité étalée sur un
minimum de 3 milliards d'années: les régions de
Tharsis, Alba Patera, Olympus Mons, et Elysium (e.
g., Tanaka, 1986).
Les régions de Tharsis, d'Alba Patera et
d'Elysium (voir Figure 8, Figure 7) ont été
interprétées comme des points chauds en grande
partie comparable aux points chauds terrestres
[A4, A6]. Le volcan Olympus Mons, le plus grand
du système solaire, à proximité de la région de
Tharsis, est un volcan bouclier géant (Ø 600 km,
altitude et dénivelée 21 km) mais ne présentant pas
certaines des caractéristiques majeures des points
chauds données ci-dessus.
Des régions volcaniques surélevées dominées par des
volcans centraux, identifiées dans la littérature par le
terme de bombements volcaniques (volcanic rises,
Figure 5, Figure 10) sont attribuées à des points chauds
de type terrestre (Stofan et al., 1995) et
correspondraient à un état de la lithosphère où celle-ci
est suffisamment épaisse pour supporter la topographie
d'origine magmatique.
Vénus. La tectonique de Vénus est en grande
partie attribuée au développement de panaches et
diapirs
asthénosphériques
dont
l'expression
géologique a varié au cours du temps, peut-être en
fonction de l'évolution de l'épaisseur lithosphérique
(Phillips et Hansen, 1998).
Figure
11.
Distribution
des
coronae
sur
Vénus
(www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/venus.html). 10°lat ⇔
1056 km.
Figure 10. Bombements volcaniques attribués à des
points chauds sur Vénus (rouge), "plateaux crustaux"
(marron, discutés dans la deuxième partie de ce chapitre),
et principaux affleurements de tesserae en dehors des
plateaux crustaux. Modifié d'après Hansen et al. (1999) et
Stofan et al. (1995). 10°lat⇔1056 km.
Les coronae (Figure 11) sont des structures ovoïdes
vénusiennes de dimensions habituellement comprises
entre 10 et 100 km formant des anneaux topographiques
entourant un plateau plus ou moins affaissé en leur
centre, et à partir desquelles des essaims de fractures
éruptives radiales sont observées. Les coronae sont aussi
attribuées à des points chauds (e. g., Stofan et al., 1992,
Magee Roberts et Head, 1993) mais à très courte durée
de vie et de dimensions plus modestes que les panaches
évoqués pour les bombements volcaniques, c'est-à-dire
plutôt à des diapirs mantelliques (e g., Koch and Manga,
1996, Phillips et Hansen, 1998).
Les régions de plateaux très déformés regroupant la
majeure partie des tesserae (terrains "en parquet")
témoignent peut-être de points chauds fossiles plus
anciens que les bombements volcaniques et les coronae
et qui seront discutés dans la partie suivante de ce
chapitre.
Etudes de cas
Il est possible de se donner un idée rapide des
analogies entre points chauds terrestres et martiens
par une cartographie des éléments magmatiques et
structuraux majeurs de certains points chauds. Les
points chauds du Mackenzie (Canada, point chaud
fossile de 1.267 Ga), du Yellowstone (NW Etats-Unis,
actif depuis 17 Ma), et de Syria Planum (Mars, dont le
volcanisme a débuté à 4 Ga environ et qui est peutêtre toujours actif) sont des cas extrêmes puisque l'un
est précambrien, un autre actuel, et le troisième est
sur Mars.
Chacun d'entre eux a fait l'objet de nombreuses
études et ils représentent ainsi des archétypes de
points chauds dans des conditions géodynamiques
significativement différentes. Pourtant ils montrent des
similitudes étonnantes, y compris dans nombre de
détails [A6]. La Figure 12 illustre la plupart des
ressemblances mégascopiques entre ces trois régions.
26
La section suivante discute davantage ces analogies et
les généralise aux autres candidats points chauds
martiens et vénusiens, sachant que plus de détails
peuvent être trouvés dans [A3], [A4] et [A6].
Figure 12. Trois points chauds présentant des caractéristiques similaires concernant volcanisme, dyking et rifting: les
points chauds du Mackenzie, du Yellowstone, et de Syria
Planum, Mars [A6]. Mackenzie (a) : Gris foncé (CRB) : trapps
de Coppermine River, M: intrusion de Muskox ; Traits noirs :
essaim de dykes du Mackenzie. L'étoile localise le point
d'impact du point chaud (1.267 Ga) ; arc de cercle : limite
approximative du domaine d'écoulement dans les dykes endessous (Nord) et à proximité (Sud) de la zone de flottabilité
neutre (d'après Ernst et Baragar, 1992 et [A4]). Yellowstone
(b) : Gris foncé : trapps du plateau de Columbia et de
l'Oregon ; traits noirs : essaims de dykes du plateau de
Columbia ; northern Nevada Rift : essaim de dykes
représentant l'infrastructure magmatique et magnétique d'un
rift démantelé par les Basin and Range ; traits blancs : plis de
Yakima (voir interprétation dans la deuxième partie de ce
chapitre) ; gris clair : ligne volcanique de la Snake River,
aboutissant à la caldera du Yellowstone, actuellement audessus du panache. Le point d'impact du panache correspond
au champ volcanique de McDermitt (17 Ma). Syria Planum
(c) : Structures représentées : Traits noirs fins : graben
étroits associés à des morphologies volcaniques suggérant la
mise en place de corps magmatiques linéaires en
profondeur ; traits gris : wrinkle ridges ; traits noirs épais :
ceinture compressive périphérique. Etoiles : localisation du
panache lorsque l'ensemble des structures tectoniques
représentées se sont formées (Syria Planum, centre B sur la
Figure 7), et sa localisation ultérieure lors de l'activité
volcanique des monts Tharsis (Tharsis Montes, centre C sur
la Figure 7) ; cercle : extension du domaine d'influence des
trajectoires de contraintes engendrées par le centre
volcanique de Syria Planum. 10°lat ⇔ 590 km.
Comparaisons point par point
Passons en revue les critères supportant la
comparaison entre les régions de Tharsis et Elysium
sur Mars, les bombements volcaniques et les coronae
sur Vénus et les points chauds terrestres.
Anomalies géophysiques
Sur Vénus comme sur Mars, une corrélation forte
existe entre les anomalies gravimétriques et la
localisation des centres volcaniques majeurs dont des
critères géologiques suggèrent par ailleurs qu'il s'agit
de points chauds (McKenzie, 1994, Grimm et Phillips,
1992, Nimmo et McKenzie, 1996, Phillips et al., 2001).
L'absence d'informations directes sur la structure
thermique du manteau peut être palliée dans des
limites raisonnables par le calcul des contraintes
théoriquement
produites
par
la
structure
lithosphérique établie par l'inversion des données
topographiques et gravimétriques, et leur comparaison
27
avec les déformations de surface observées (e. g.,
[A2]). Il existe ainsi de très nombreux travaux qui,
sur Mars et Vénus, ont permis d'interpréter des points
chauds actifs corrélés avec un support lithosphérique
dynamique, et d'autres passivement supportés par
flexure de la lithosphère.
Aucun champ magnétique n'a été détecté sur
Vénus à ce jour, et sur Mars le champ rémanent
récemment mesuré (Acuña et al., 1999, Connerney et
al., 1999) est vraisemblablement antérieur à 4 Ga,
c'est-à-dire qu'il se serait éteint avant l'activité
magmatique attribuée aux candidats points chauds de
la planète (Tanaka, 1986). Le critère des anomalies
magnétiques semble donc inopérant pour déterminer
la distribution et la géométrie des centres intrusifs.
Volcanisme
L'origine volcanique des surfaces martiennes et
vénusiennes est identifiable par l'observation de fronts
de coulées et des morphologies caractéristiques, ou
lorsqu'il s'agit de remplissages de cratères d'impact
semblables aux remplissages des cratères lunaires.
Des épanchements fissuraux de laves de volume
comparable aux volumes observés aux points chauds
terrestres sont associés aux bombements volcaniques
vénusiens (Stofan et al., 1997), et des grands volcans
boucliers martiens de Tharsis et d'Elysium, et leur
stratigraphie est connue par l'étude de la distribution
des cratères d'impact (Head et Basilevsky, 2000,
Tanaka, 1986). La morphologie des fronts de coulée
montre des laves très fluides (e. g., Magee Roberts et
al., 1992), ce qui sur Mars est conforté par la
morphologie des versants du système de fossés de
Valles Marineris, dont la ressemblance (Figure 13)
avec les morphologies de trapps est frappante
(McEwen et al., 1999). L'abondance de ce volcanisme
sur Mars (vraisemblablement ≥ 10 km de trapps dans
la région de Valles Marineris), comme la longueur des
coulées observées, s'explique par la fusion partielle
particulièrement élevée rendue possible même pour
des anomalies thermiques faibles en raison de la faible
compression du manteau martien par rapport au
manteau terrestre (Figure 14).
Figure 13. Morphologie de trapps dans Valles Marineris (Ius Chasma) et sur le plateau abyssin (rivière Tekeze). L'image de
Valles Marineris a une résolution de 4.8 m/pixel et a été colorisée à partir des données multispectrales de la caméra couleur
basse résolution Viking. Image NASA/JPL/MSSS MOC2-29.
Dyking
Figure 14. Fusion partielle des manteaux martien et
terrestre pour quatre températures potentielles. La bande
orange donne l'incertitude sur la profondeur moyenne de la
base de la croûte martienne d'après diverses inversions des
données topographiques et gravimétriques. La bande jaune
donne de la même façon l'incertitude sur la base de la
lithosphère élastique ([A6] à partir des courbes thermiques
de McKenzie et O'Nions, 1991).
La mise en place d'essaims de dykes géants sur
Mars et Vénus a été l'une des découvertes clefs
rendant possible la comparaison entre points chauds
terrestres et extraterrestres. La plus grande partie des
dykes ne se sont pas propagés jusqu'à la surface,
conformément aux cas terrestres. La profondeur
préférentielle de propagation par équilibrage de
densité entre le magma et l'encaissant peut expliquer
cette observation, la zone de flottabilité neutre pour
un magma basaltique sur Vénus et sur Terre se situant
vers 2-3 km de profondeur sur Vénus et 10-11 km sur
Mars (Wilson et Head, 1994). Dans les zones
topographiquement
basses
sur
Vénus,
cette
profondeur s'amenuise jusqu'à 0 km, ce qui explique
que le nombre de dykes émergents sur Vénus apparaît
plus élevé que sur Mars [A4]. Les dykes sont ainsi mis
en évidence par les alignements de morphologies
volcaniques qui y sont localement associées : pit
craters et autres structures d'effondrement, spatter
cones, petits boucliers volcaniques (low shields de
28
Greeley, 1977), spatter ridges (Cattermole, 1986), et
peut-être maars, de même que l'observation de
coulées aux extrémités de certaines fractures [A3,
A4, S1]. Fréquemment ces dykes sont associés à des
graben dont les relations avec le magmatisme sont
étudiées en détail dans le second chapitre.
ont été clairement identifiés sur Mars, les plus longs
formant des éventails autour de centres volcaniques
majeurs et les plus courts étant habituellement des
essaims concentriques.
Sur Vénus l'existence d'essaims de dykes géants a
été proposée par McKenzie et al. (1992), et
développée durant la thèse d'Eric Grosfils (Grosfils et
Head, 1994a, 1994b). Dans le même temps ma thèse
mettait en évidence de tels essaims sur Mars [A3], et
Richard Ernst faisait l'inventaire des essaims terrestres
et clarifiait leurs relations avec les points chauds
(Ernst et al., 1995, 1996). La synthèse vient d'être
effectuée par ces trois auteurs [A4], permettant une
comparaison géométrique des d'essaims (longueurs,
épaisseurs), des mécanismes de mise en place et des
caractéristiques des réservoirs alimentant les dykes.
La topographie associée aux points chauds martiens
est élevée, 4 à 8 km au centre de la région de Tharsis
par rapport aux régions avoisinantes, et 4 km pour la
région d'Elysium (Figure 8). Il s'agit d'une topographie
permanente car l'âge du volcanisme déterminé par les
courbes de cratérisation est essentiellement supérieur
à 1 Ga. Son maintien est donc permis par la rigidité de
la lithosphère (Phillips et al., 2001).
Topographie
Les bombements volcaniques vénusiens et les coronae
ont un âge évalué à plusieurs centaines de millions
d'années (e. g. Head et Basilevsky, 1998) et leur
excédent de topographie par rapport aux régions
environnantes (swell) est de 500 à 1500 m (Stofan et
al., 1995). Celle des coronae est variable, mais les
modèles d'évolution basés sur l'observation de
l'ensemble des coronae suggèrent que toutes ont pu
commencer par acquérir une topographie de plateau
qui s'est par la suite plus ou moins affaissé selon les
conditions d'équilibrage (Squyres et al., 1992, Koch et
Manga, 1996).
Alignements volcaniques
Figure 15. Histogramme de la distribution des essaims de
dykes de plus de 300 km de long sur Terre (n=433), Vénus
(n=118) et Mars (n=8, 8 essaims supplémentaires
hypothétiques ayant été identifiés) [A4] .
Les courbes de fréquence des longueurs d'essaims
sur la Terre et Vénus sont comparables, la courbe de
fréquence pour Mars illustre la focalisation d'une partie
majeure du volcanisme en un petit nombre de points
durant une grande partie de l'histoire géologique de la
planète (Figure 15). En effet, seuls quelques essaims
Aucune ligne volcanique témoignant d'un
mouvement relatif de la lithosphère martienne ou
vénusienne n'a été identifiée, même s'il y a un certain
temps Plescia et Saunders (1982) avaient évoqué
cette hypothèse pour Mars. Il semblerait donc que le
vitesse de déplacement des lithosphères martienne et
vénusienne soit suffisamment faible par rapport à la
durée de vie des panaches mantelliques pour que le
même centre éruptif demeure actif durant toute la vie
de l'anomalie thermique.
Pour fixer les idées, en supposant qu'un nouveau
centre volcanique se construise à chaque fois que la
lithosphère
ait
bougé
relativement
à
une
asthénosphère fixe d'une distance équivalente à son
épaisseur mécanique, la vitesse relative d'une
lithosphère de 100 km d'épaisseur doit être supérieure
à 1 mm/an pour qu'un point chaud actif durant 100
millions d'années donne lieu à un début de ligne
volcanique (deux sites ponctuels de volcanisme).
Discussion : les points obscurs
Les points chauds martiens, vénusiens et terrestres
ont donc des caractéristiques géologiques proches. Le
fait que les trois planètes soient stratifiées de la même
façon explique sans doute une partie de ces
rapprochements. Cependant, certains des processus
profonds en jeu pourraient présenter des différences
importantes. Les points chauds martiens ont une
durée de vie presque aussi longue que l'histoire
géologique de la planète, et de grandes incertitudes
demeurent sur l'origine, panache ou diapir, de
nombreux points chauds vénusiens et martiens.
Abondance et récurrence
Le tableau suivant donne l'abondance de panaches
actuels ou fossiles identifiés sur la Terre, Mars et
Vénus basée sur l'observation d'essaims de dykes
géants en éventail.
29
Nombre de points chauds identifiés/106 km2
Terre (Protérozoïque Î actuel)
3.38
Vénus (0.2-1 Ga Î actuel)
1.02
Mars (3.5-4 Ga Î actuel)
0.08
Les valeurs pour la Terre et Vénus sont
considérées minimum puisque sur ces deux planètes
une grande partie de l'histoire géologique a été
effacée, par la tectonique des plaques et l'érosion
dans le cas de la Terre, par un resurfacing volcanique
généralisé ou quasi-généralisé dans le cas de Vénus
entre 0.2 et 1 Ga (Basilevsky et Head, 2000).
Par contre, il est probable que la valeur donnée
pour Mars prenne en compte la totalité des points
chauds de l'histoire de la planète depuis environ 3.5
milliards d'années Ainsi sur cette planète l'évacuation
de la chaleur interne se fait plutôt par récurrence,
c'est-à-dire "recyclage" de points chauds, que par
construction successive de points chauds distribués
sur toute la surface comme c'est le cas sur la Terre et
Vénus.
Bien que le phénomène de récurrence de points
chauds soit connu sur Terre (e. g., Heaman et Tarney,
1989) et peut-être compris (Bercovici et Mahoney,
1994), son échelle de temps est de l'ordre de 10
millions d'années alors que sur Mars il serait de l'ordre
de 100 millions d'années ou 1 milliard d'années [A3,
A4]. Encore ce temps de récurrence est-il moyen en
raison de l'incertitude existant sur la calibration des
âges absolus des terrains martiens (voir Tanaka,
1986), la seule contrainte vraiment ferme étant que le
début de l'activité volcanique devrait dater de 3.8-3.5
Ga, qu'il y a eu des périodes de calme, et que ce
volcanisme est peut-être encore actif aujourd'hui
(Hartmann et al., 1999). Ainsi il semblerait que le
problème de la stabilité temporelle des points chauds
martiens ne pourra être résolu qu'en liaison avec celui
de la compréhension des mécanismes d'évacuation de
la chaleur interne à l'échelle de la planète.
Panaches et diapirs
On s'aperçoit ainsi que l'origine du volcanisme de
point chaud sur Mars peut être très différente du
modèle de panache développé pour la Terre. Dans le
cas où le magmatisme résulterait de panaches, il
faudrait trouver un mécanisme permettant l'existence
de "canaux" mantelliques privilégiés et stables
géographiquement et dans le temps, mais
intermittents, sur des périodes de l'ordre de 0.1-1
milliard d'années. Sous cet angle, peut-être
l'hypothèse de diapirs temporellement isolés apparaîtelle plus facile à défendre, mais elle n'expliquerait
toujours pas la focalisation des anomalies thermiques
aux mêmes endroits d'un diapir au suivant.
Cette question de la focalisation d'un magmatisme
récurrent dans la région de Tharsis se double du
problème de cohabitation entre plusieurs PIGs
(Tharsis, Alba Patera, Olympus Mons) localisées l'une
à côté de l'autre et fonctionnant simultanément,
pendant que quasiment rien ne se produit à la surface
du reste de la planète [A3, A4]. En effet au cours du
refroidissement de la planète il devient de plus en plus
difficile de faire cohabiter des anomalies proches, qui
auront tendance à fusionner (e. g., Breuer et al.,
1996).
Enfin, la compréhension de la nature des
anomalies thermiques martiennes doit également tenir
compte de la grande variabilité de l'expression
morphologique des édifices volcaniques centraux
associés à chaque événement magmatique majeur,
qui peut-être traduit non seulement des différences de
conditions d'ascension du magma dans la lithosphère,
mais aussi des histoires mantelliques variées.
Le volcanisme martien nous apprend donc que le
développement de panaches mantelliques du type
modélisé pour les points chauds terrestres que l'on
connaît sur Terre (typiquement, White et McKenzie,
1989) n'est sans doute qu'un cas parmi d'autres, sans
doute le plus simple.
A la fois panaches et diapirs sont mis à
contribution sur Vénus pour expliquer la géologie
observée (Phillips et Hansen, 1998). Cependant,
l'absence de lignes volcaniques faisant suite à la mise
en place des trapps sur Vénus conduit à se demander
si certains des points chaud attribués à des panaches
sous
une
lithosphère
fixe
par
rapport
à
l'asthénosphère ne pourraient pas également résulter
de diapirs.
Transitions de phases
et couverture thermique
L'origine des différences dans les processus
mantelliques aboutissant à la construction de points
chauds terrestres, sur Mars et sur Vénus tient sans
doute pour partie à des différences dans les conditions
thermobarométriques et les conditions aux limites de
la circulation mantellique.
Les transitions de phase exothermiques ou
endothermiques dans le manteau ont un effet
amplificateur ou atténuateur sur la transmission des
anomalies thermiques profondes vers la base de la
lithosphère, et indirectement sur la vigueur
magmatique d'un point chaud (Bercovici et Mahoney,
1994, Christensen, 1995). Harder et Christensen
(1996) et Breuer et al. (1997, 1998) ont étudié ces
effets sur le manteau martien et lancé des pistes
prometteuses à cet égard.
Par ailleurs l'absence d'une tectonique de plaques
sur Vénus et sur Mars change les conditions aux
limites pour la circulation mantellique. L'effet de
couverture thermique joué par une lithosphère épaisse
et continue sur une vaste surface peut amener à une
surchauffe du manteau conduisant à des événements
éruptifs catastrophiques séparés de longues périodes
calmes (Stevenson et Bittker, 1990, Solomatov et
Moresi, 1997, Reese et al., 1998).
30
Implications pour la Terre
L'étude de Mars et de Vénus montre que sur ces
planètes les modèles de panaches simples issus de
l'expérience terrestre sont utiles dans la mesure où ils
fournissent une base à l'identification d'une tectonique
de panache. On en voit néanmoins les limites devant
la diversité et la complexité des mécanismes impliqués
dans l'origine des points chauds martiens et
vénusiens.
Les différences dans la localisation des transitions
de phase, voire la disparition de certaines et
l'apparition d'autres, de même que l'absence
d'aération du manteau par des plaques lithosphériques
mobiles, donnent certaines clefs dont on ne sait pas
encore précisément quelles portes elles ouvrent, mais
qui sans aucun doute permettront d'expliquer
pourquoi
ces
modèles
simples
s'appliquent
difficilement à ces planètes.
Mais on peut également se demander pourquoi,
étant donnée la complexité des mécanismes
mantelliques impliqués dans les points chauds
martiens et vénusiens, ces mécanismes devraient être
plus simples sur Terre sous le prétexte d'autres
transitions de phase et de l'existence d'une tectonique
de plaque, dont on sait par ailleurs qu'elle perturbe
profondément la circulation du manteau (e. g.
plongement des panneaux de subduction).
Synthèse : similitude des processus sur les planètes telluriques
D'un point de vue de la géologie du système solaire, ce travail met en évidence l'existence de mécanismes
volcano-tectoniques apparentés sur des planètes différentes. Concernant la géologie terrestre, il existe une
trentaine de points chauds actuels avérés sur Terre, mais de nombreux autres suspects existent qui requièrent
peut-être des modèles de remontées thermiques différents ou plus complexes que les modèles de panaches
actuels (e. g., Mutter, 1993). Dans cette partie il a été montré que l'étude de Mars et de Vénus fournit des
exemples de signatures de remontées mantelliques présentant de fortes ressemblances géologiques avec la
Terre, mais également certaines différences témoignant des conditions géodynamiques spécifiques de ces
planètes. Ces ressemblances et différences doivent contribuer à diversifier les modèles anatomiques de
remontées thermiques dans le manteau terrestre et permettre de mieux rendre compte de la diversité des PIGs.
Ces avancées relèveraient de l'étude géophysique et géochimique de la circulation dans le manteau et ce travail
géologique se borne à le mettre en évidence.
Pour rester dans le domaine géologique, cette section a montré que quels que soient les processus dans le
manteau, les points chauds telluriques partagent des points communs volcaniques et structuraux, comme
l'association entre trapps et essaims de dykes géants. Cependant, la richesse structurale des points chauds
martiens et vénusiens permet également de progresser dans les mécanismes peu étudiés de la compression
induite par un point chaud.
2. Identification et signification rhéologique d'une tectonique compressive
associée à certaines provinces ignées géantes
La tectonique compressive observée dans les régions de points chauds sur Mars et sur Vénus est de trois
types : rides compressives de type wrinkle ridges, ceinture compressive périphérique au bombement
topographique, et plis anastomosés distribués sur l'ensemble du bombement. Les wrinkle ridges requièrent que
la rigidité de la lithosphère soit capable de maintenir la topographie créée par le point chaud. Les plis
anastomosés se formeraient dans des lithosphères à faible rigidité (épaisseur élastique effective Te→0).
Article de référence : [A7]
Communications invitées : [Ci1, Ci2, Ci3]
Communications : [C5, C14, C17, C19, C22, C27]
Contexte de type post-archéen
Wrinkle ridges. Les trapps de la région de
Tharsis, sur Mars, sont déformés par des structures
tectoniques compressives disposées parallèlement à la
contrainte
principale
minimale
déduite
de
l'interprétation de l'essaim de dykes de Syria Planum
(Figure 16). Le même type de structures est observé
sur Vénus et sont concentriques aux bombements
volcaniques comme Themis Regio [A7] (Figure 10).
De nombreux modèles ont été proposés pour
expliquer
leur
formation,
mais
les
critères
géomorphologiques, topographiques et mécaniques
convergent
maintenant
pour
en
faire
des
chevauchements aveugles associés à des rétrochevauchements systématiques (Schultz, 2000a). Les
wrinkle ridges ont pour spécificités une grande
abondance sur Mercure, la Lune, Vénus et Mars, et de
se former exclusivement dans des laves basiques (et
peut-être ultrabasiques).
31
Leurs dimensions ne semblent pas suivre une loi
de proportionnalité longueur/fréquence, caractéristique des fractures en l'absence de contrôle rhéologique
significatif (Scholz et Cowie, 1990). En effet, sur les
images disponibles jusqu'à la fin des années 1990, on
pouvait dire que leurs dimensions étaient à peu près
semblables quelle que soit le corps planétaire, d'un
ordre de grandeur de 100 km x 10 km, pour une
amplitude < 1 km (Figure 17). Cependant, les images
de résolution < 10 m/pixel acquises par la sonde Mars
Global Surveyor depuis 1997 montrent que des rides
de taille beaucoup plus petite existent sur Mars, et
qu'il y a donc une discontinuité majeure dans la
courbe de distribution des fréquences. Ces données
sont trop récentes pour que des études portant sur ce
sujet aient été menées, mais il est vraisemblable que
cette discontinuité doive s'expliquer par un contrôle
rhéologique. Les facteurs rhéologiques peuvent
comprendre l'épaisseur des laves sur le socle sousjacent (Watters, 1991), la profondeur de la lithosphère
élastique effective (Zuber, 1995) ou tout autre
discontinuité en profondeur.
17-15 Ma, époque de mise en place de la quasi-totalité
des trapps, une source de contrainte compressive
parallèle à la zone de subduction de la région
pacifique nord-ouest (voir discussion dans [A7],
appendice). Aucune autre série de structures
tectoniques semblable aux wrinkle ridges des autres
planètes n'a été identifiée sur Terre.
Figure 17. Exemples de wrinkle ridges au NE de Syria
Planum, Mars. La morphologie d'une wrinkle ridge est
constitué d'un léger bombement (wrinkle) surmonté d'une
crête au relief plus vigoureux (ridge). NASA/JPL VO 555A04.
Figure 16. Structures tectoniques dans la région de Tharsis :
fossés d'effondrement et catenae (noir), wrinkle ridges
(rouge) et ceinture compressive périphérique (bleu) ;
trajectoires de contraintes déduit de l'interprétation
géométrique des essaims de dykes identifiés pour la période
d'activité du centre volcanique de Syria Planum (vert). Les
wrinkle ridges sont perpendiculaires à la contrainte principale
la plus compressive, et leur formation dans ce champ de
contraintes ne requiert plus qu'une permutation σ2 ⇔ σ3.
Plis de Yakima. Sur Terre des structures
analogues aux wrinkle ridges ont été identifiées sur le
plateau de Columbia, considérés comme les trapps du
Yellowstone mis en place lorsque le panache a atteint
la base de la lithosphère (Figure 12, Figure 18). Les
similitudes entre les plis (aussi appelés rides) de
Yakima et les wrinkle ridges sont à la fois structurales,
géodynamique (contexte de point chaud), volcaniques
(association à des trapps), dans la rapidité de mise en
place et simultanéité avec la mise en place des trapps,
leurs dimensions, et leur périodicité spatiale ([A7, A8,
Ci4] et références citées).
Comme le notait déjà Beck (1978), la question de
l'origine des plis de Yakima a souvent été éludée dans
la littérature en raison des problèmes pour trouver, à
Il a été montré que la tectonique de panache
associée au point chaud du Yellowstone était très
semblable à la tectonique de la région de Tharsis lors
du fonctionnement du centre volcanique de Syria
Planum [A6]. L'absence de tectonique des plaques sur
Mars permettant de voir une tectonique de point
chaud en œuvre longtemps après l'arrêt de son
fonctionnement en l'absence d'un champ de
contraintes régional superposé à celui induit par le
point chaud, Mège [Ci1, Ci2, Ci3] et Mège et Ernst
[A8] ont proposé qu'un mécanisme identique à celui
formant les wrinkle ridges sur Mars et sur Vénus
puisse expliquer la formation des plis de Yakima. Ce
mécanisme combinerait la subsidence thermique et
surtout la subsidence par surcharge volcanique du
point chaud (voir Olson, 1994). Dans le cas de Tharsis,
l'existence d'une subsidence de plusieurs kilomètres
des plateaux volcaniques dans lesquels se sont
formées les wrinkle ridges est attestée par l'épaisseur
des trapps qui ont pu se mettre en place,
vraisemblablement de l'ordre de 10 km minimum dans
la région de Valles Marineris (McEwen, 1999). La
subsidence du plateau de Columbia a débuté à
l'Eocène sous l'effet d'un rifting (Reidel et al., 1989a),
32
mais s'est sensiblement accélérée lorsque les trapps se
sont mis en place vers 17 Ma et que les plis ont
commencé à se former (soit 2 Ma avant l'extension
dans les Basin and Range à la bordure sud du plateau
de Columbia), leur taux de croissance suivant de près
le taux d'éruption (Reidel, 1984). La charge des laves
émises est largement suffisante pour que la croûte se
soit instantanément rééquilibrée par subsidence
isostatique [A7].
Figure 18. Carte structurale simplifiée de la partie
occidentale du plateau de Columbia [A8]. Les plis de Yakima
sont associés à des chevauchements sur toute leur longueur.
La longueur moyenne des plis est 100 km (Reidel et al.,
1994, [A8, Ci4]).
Il s'agit finalement d'un élargissement du principe
de la tectonique de mascon (Melosh, 1978). Il est
intéressant de noter que les plis de Yakima se sont
formés exclusivement dans la partie de la croûte du
plateau de Columbia océanique et amincie durant
l'Eocène et dont les trapps sont découplés du socle par
des sédiments. Les parties du plateau de Columbia
ayant une structure crustale différente, notamment
une épaisseur crustale effective plus grande, ont subi
des déformations beaucoup plus faibles à la même
période, voire un simple basculement (Reidel et al.,
1989a, [A7]), ce qui conforte la corrélation proposée
entre éruption, subsidence et déformation lorsque les
conditions rhéologiques le permettent. Si l'analogie est
parfaite, la profondeur de pénétration des wrinkle
ridges dans la lithosphère martienne ne devrait pas
excéder l'épaisseur de la pile de trapps (Reidel et al.,
1989a, [A7]). La relation entre déformation
compressive aux points chauds et conditions
rhéologiques est replacée dans un contexte plus
général à la fin de ce chapitre.
Ceinture compressive périphérique. Une
ceinture topographique discontinue (Schultz et
Tanaka, 1994) encadre la partie sud du plateau de
Tharsis (Figure 8). Les segments qui constituent cette
ceinture ne présentent pas les caractéristiques
morphologiques, et donc structurales, des wrinkle
ridges, ne semblent associées à aucune lithologie
particulière, sont de plus grandes dimensions
(typiquement > 200 km x 50 km), et ont un relief
dépassant 1 km (Figure 19). Comme les wrinkle
ridges, elles sont concentriques, mais à la différence
de celles-ci, leur centre n'est pas Syria Planum (voir la
mauvaise corrélation avec le champ de contraintes sur
la fi), mais plutôt l'ensemble topographique formé par
le plateau de Tharsis (Figure 8). Aucune structure
tectonique majeure n'a été véritablement identifiée sur
les images, mais leur morphologie linéaire et leur
corrélation géométrique avec le bombement, tout
comme la difficulté de trouver un autre origine,
suggère qu'il s'agit de structures tectoniques
compressives. Leur topographie est compatible avec la
topographie que créeraient des chevauchements de
profondeur lithosphérique (Schultz et Tanaka, 1994).
Les rides sont précisément localisées entre la
région topographiquement soulevée et les régions
avoisinantes.
Les
résultats
des
expériences
analogiques d'étalement gravitaire des édifices
volcaniques menées par Merle et Borgia (1996)
fournissent une clef pour comprendre leur formation.
Il s'agit d'expériences dimensionnées qui, si elles
s'appliquent à l'échelle crustale pour des édifices
volcaniques simples, s'appliquent autant à l'échelle
lithosphérique, qui est l'échelle du support flexural de
la charge magmatique du bombement de Tharsis (e.
g. Banerdt et al., 1992). Les rides sont distribuées en
anneaux concentriques, ce qui selon Merle et Borgia
(1996) peut s'interpréter en des termes de rapport
d'épaisseur des couches rhéologiques dans la
lithosphère.
Figure 19. Partie SW de la ceinture compressive
périphérique de Tharsis et gros plan sur 2 des rides
compressives.
Province Tertiaire nord-atlantique. Comme
pour les wrinkle ridges, la formation d'une ceinture
compressive dépend ainsi de la stratification
rhéologique de la lithosphère. La province Tertiaire
nord-atlantique au moment de l'éruption des trapps,
pourrait avoir eu une structure lithosphérique
appropriée. De fait des anticlinaux dont l'initiation a
débuté au cours du Paléocène-Eocène inférieur sont
observés sur le plateau continental nord-atlantique.
Elles inversent des failles normales amincissant la
lithosphère mésozoïque du plateau continental nord33
atlantique (Boldreel et Andersen, 1998, Vågnes et al.,
1998, Brodie et White, 1995).
Figure 20. Reconstruction paléogéographique et anticlinaux
paléocènes-éocènes inférieur de la province Tertiaire nordatlantique [A7]. Hachures serrées : basaltes, hachures
espacées : intrusions magmatiques, petit cercle : centre du
point chaud thuléen à 60 Ma selon Lawver et Müller (1994),
grand cercle : diamètre de la tête du point chaud selon White
(1992). La localisation des anticlinaux est d'après Boldreel et
Andersen (1998), Vågnes et al. (1998), et Brodie et White
(1995).
Il a été proposé que ces structures aient été produites par la poussée à la ride ou par la compression
alpine. La première hypothèse se heurte à l'absence
apparente de structures comparables dans d'autres
régions du monde, alors qu'elles devraient être fréquentes. La seconde rejoint le débat concernant la
propagation des contraintes à grande distance de leur
source. S'il est concevable que des contraintes alpines
se soient propagées jusque sur la plateforme nord-atlantique, il semble difficile d'expliquer pourquoi les
déformations qui s'y produiraient ne se seraient pas
produites plus proche des Alpes, ne serait-ce que par
la réactivation des nombreuses discontinuités préexistantes (hercyniennes, calédoniennes et précambriennes) qui jalonnent le parcours. Le report de ces
structures sur la carte paléogéographique du Paléocène met clairement en évidence leur géométrie concentrique par rapport au centre du bombement topographique associé à la mise en place des trapps du
point chaud thuléen (Figure 20), ce qui n'est expliqué
ni par l'hypothèse de la poussée à la ride ni par celle
de la compression alpine, mais s'explique correctement par l'étalement gravitaire de la topographie
créée par le point chaud.
Synthèse. Deux types de structures compressives
sont attendues autour de certains points chauds
terrestres, et ont pu être identifiés par la comparaison
avec des analogues extraterrestres. Les premières
sont attribuées à la subsidence flexurale ou isostatique
sous la charge des trapps, et dans une moindre
mesure à la subsidence thermique, et les secondes à
l'étalement gravitaire de la topographie créée.
Dans les deux cas, ces déformations requièrent
une lithosphère possédant un minimum de rigidité.
Dans la partie suivante est abordé le cas d'une
lithosphère élastique dont l'épaisseur est nulle ou
quasiment nulle, ce qui correspondrait au cas de la
lithosphère vénusienne avant la formation des
bombements volcaniques et des coronae, et sur Terre
pourrait correspondre à des points chauds archéens.
Contexte de type archéen
Tesserae. Sur Vénus les terrains dénommés ainsi
(Figure 10) correspondent à des zones intensément
déformées dans lesquelles est observée une
tectonique superposée. En majorité les tesserae
forment des plateaux ovoïdes surplombant de 3 km
environ les terrains environnants. Ces tesserae ont été
appelés plateaux crustaux. Typiquement (mais des
variations mineures existent selon les tesserae) 4
types de déformations se superposent. Des fractures
radiales sont recoupées orthogonalement par de
vastes plis qui circonscrivent les rebords des plateaux.
Des plis anastomosés dans les régions internes des
plateaux, dont la chronologie avec les autres plis et les
fractures précoces demeure incertaine, ont leurs
crêtes affectées par des fossés d'effondrement (Figure
21). L'augmentation des dimensions et de la
périodicité des déformations des plateaux crustaux a
été interprétée par une augmentation de l'épaisseur
de la couche cassante en surface, de 1-2 km pour les
fractures précoces jusqu'à 2.5-10 km pour les
déformations tardives (Ghent et Hansen, 1999).
Figure 21. Déformations types observées dans un terrain de
type tessera sur Vénus (plateau crustal d'E Ovda Regio,
Figure 10). Blanc : fractures précoces ; jaune : plis
anastomosés ; rouge : fossés d'effondrement tardifs [A7,
C27]. Interprétation structurale de Rebecca Ghent, Southern
Methodist University. Image SAR Magellan (NASA/JPL).
34
Selon une autre hypothèse, défendue par Phillips
et Hansen (1998), Ghent et Hansen (1999) et Sleep
(2000), un événement thermique majeur aurait fait
momentanément remonter la limite ductile/cassant de
la croûte jusqu'à la surface, relaxant toute topographie
antérieure, dont celle créée par les impacts
météoritiques. Par la suite, la température décroissant,
le rapport d'épaisseur ductile/cassant se serait
graduellement abaissé. Cet événement thermique
serait la remontée d'un panache mantellique. Les
fractures précoces des plateaux crustaux se seraient
formées dans la première croûte cassante en réponse
au bombement topographique initial. A la différence
des bombements volcaniques vénusiens, et plus
généralement des points chauds dont il a été question
jusqu'ici, la rigidité de la lithosphère élastique aurait
été trop faible pour soutenir la topographie ainsi créée
et alourdie par le poids des laves. Par instabilité de
densité à la limite ente la charge volcanique et la
croûte, la pile volcanique se serait enfoncée à travers
le socle crustal plus léger. Les expériences analogiques
d'instabilités de densité suggèrent que sous l'épaisseur
des laves la croûte a dû se trouver dans un état
entièrement ductile pour que ce mécanisme ait pu
fonctionner (Chardon, 1997). Les plis périphériques et
anastomosés se seraient formés en réponse à ce
mouvement de sagduction (Figure 22). L'ensemble du
processus est compatible avec les mécanismes de
sagduction décrits par Dixon et Summers (1983) et
Chardon (1997) [A7].
Ceintures vertes archéennes. Des arguments
structuraux détaillés (Chardon et al., 1996, 1998)
confortés
par
des
modèles
expérimentaux
dimensionnés (Chardon, 1997) suggèrent que
certaines ceintures vertes archéennes, comme celles
du craton de Dharwar en Inde, se seraient également
formées par sagduction en réponse à l'impact d'un
panache mantellique. La profondeur de la limite
cassant/ductile aurait été de l'ordre de 200 MPa
(Moyen, 2000), soit de l'ordre de 4 ± 2 km. La
séquence des événements volcaniques et tectoniques
est compatible avec les observations effectuées dans
les régions de tessera sur Vénus. Les observations de
surface sur Vénus complètent les observations de
subsurface sur le craton de Dharwar, et la séquence
suivante d'événements géodynamiques s'en dégage :
ƒ
Arrivée du panache à la base de la lithosphère
ƒ
Augmentation du gradient géothermique
ƒ
Soulèvement thermique et fracturation associée
ƒ
Volcanisme basique ou ultrabasique
ƒ
Déplacement vers la surface de la limite
ductile/cassant dans la croûte, jusqu'à la base de
la pile volcanique ou au-delà
ƒ
Déstabilisation gravitaire de la pile volcanique
induite par le gradient inverse de densité
ƒ
Sagduction dont la géométrie est localement
guidée par l'anisotropie crustale.
Figure 22. Scénario d'évolution des tesserae des plateaux
crustaux vénusiens [C27].
Synthèse : modèle rhéologique des déformations compressives aux points chauds
Les exemples pris ci-dessus illustrent l'importance des déformations compressives dans l'évolution structurale
des points chauds martiens et vénusiens. Des analogues ont été trouvés sur Terre. Même si d'autres exemples
sont suspectés [A7], ils restent apparemment peu nombreux.
L'une des raisons évidentes est que sans l'approche planétologique effectuée ici, il viendrait à l'idée de peu de
tectoniciens (mais voir Passchier, 1995, et Chardon et al., 1998 déjà mentionné ci-dessus) d'attribuer un
plissement particulier sur Terre à l'existence d'un point chaud, éventuellement fossile, et dont le centre pourrait
se trouver ou s'être trouvé à une distance de 1000 km. De façon provocatrice, dans la mesure où les contraintes
et les déformations n'ont pas d'odeur, qui pourrait démontrer que telle phase de plissement mal corrélée au
contexte de plaques supposé à cette époque, dans telle région du monde il y a tant de millions d'années, relève
uniquement de la tectonique des plaques ? Il est cependant possible de contraindre davantage les conditions de
formation de structures compressives associées à un point chaud par la structure rhéologique crustale que ces
déformations requièrent. La confrontation des observations et des travaux théoriques permet de relier ces
déformations au rapport crustal ductile/cassant dans le socle crustal (B/D) et à la profondeur de transition entre
les deux états rhéologiques (DBT), donc en partie à l'état thermique initial de la lithosphère et en partie à la
magnitude de l'anomalie thermique du point chaud (Figure 23).
35
Figure 23. Conditions rhéologiques de formation de structures compressives induites par un point chaud et exemples étudiés
[A7]. C : coronae vénusiennes ; DC : craton de Dharwar ; SSPRB : ceinture compressive périphérique de la région de Tharsis
(Soute Syria Planum ridge blet) ; TP : Province Tertiaire nord-atlantique ; TWR : wrinkle ridges de Themis Regio, Vénus ; VR :
bombements volcaniques vénusiens ; YFB : Plis de Yakima ; YC : craton de Yilgarn.
Le tableau ci-dessous synthétise les déformations attendues et les mécanismes impliqués.
B/D
DBT
Structures tectoniques compressives
B/D > 1
sous la charge volcanique
Aucune structure compressive attendue
0 < B/D > 1
sous la charge volcanique
1. Wrinkle ridges. L'existence d'une stratification mécanique
fine comme les discontinuités entre les coulées successives
semblent jouer un rôle déterminant dans la formation de
structures de types wrinkle ridges. D'autres types de structures
pourraient se former en l'absence de stratification
(escarpements lobés de Watters, 1993). Mécanisme :
subsidence isostatique, principalement par surcharge
volcanique
2. Ceinture compressive périphérique si l'épaisseur de la
lithosphère élastique est au plus égale à l'extension latérale de
la charge volcanique. Mécanisme : étalement gravitaire
B/D = 0
à la base de la charge Transition entre le régime de déformation dépendant de la rigidité
volcanique
de la lithosphère et le régime de déformation induit par une
instabilité de Rayleigh-Taylor à gradient inversé
B/D = 0
à l'intérieur de la charge Déformation principalement en dômes et bassins. Mécanisme :
volcanique
sagduction
Fracturation précoce périodique, à courte longueur d'onde
dépendant de l'épaisseur de la charge volcanique cassante.
Mécanisme : soulèvement thermique
B/D = 0
en surface
Déformation en dômes et bassins. Mécanisme : sagduction
36
II.
Mécanismes structuraux
Ce chapitre traitera des mécanismes structuraux en extension et en compression aux points chauds terrestres
et planétaires à partir d'exemples essentiellement terrestres et martiens. Pour l'extension, trois aspects des
relations entre tectonique et magmatisme sont abordés : les processus de déflation, l'infrastructure d'un rift
érodé, et la propagation des dykes basiques. Les exemples pris seront respectivement sur Mars, dans la base des
trapps de la PIG éthiopienne, et sur la marge Est du Groenland. En compression, la déformation des wrinkle
ridges sera quantifiée, avec un exemple terrestre, les plis de Yakima, et un exemple martien, les wrinkle ridges
de la région de Syria Planum.
Aspects méthodologiques
Trois méthodologies nouvelles ont été développées dans le cadre des recherches rapportées ici.
MNT. Dans le cadre du programme INSU/ATI a été développé, en collaboration avec Anthony C. Cook
(National Air and Space Museum, Smithsonian, Institution, Washington, D. C.), un code de calcul de MNT sur
Mars combinant stéréoscopie et altimétrie laser. Cette méthode inédite donne des MNT dont la précision verticale
est celle de l'altimétrie laser (30 m en valeur absolue, 30 cm en valeur relative) et la résolution spatiale celle des
images stéréoscopiques (50-70 m). Cette méthodologie a été appliquée à l'étude des fossés martiens.
Déformation. Une méthode de quantification 2D de la déformation cassante a été développée. Cette
méthode a de nombreuses applications, entre autres sur les surfaces des planètes telluriques. Cette méthode a
été utilisée dans le cadre de l'étude du plateau de Columbia et des wrinkle ridges martiennes.
Eruptivité des dykes. Une méthode basée sur l'étude d'une population de dykes est proposée pour
déterminer dans une région donnée à partir de quelle taille un dyke a pu être éruptif. Il s'agit d'une méthode très
préliminaire, développée à partir d'une population de dykes en Ethiopie, et qui demande confirmation par l'étude
d'autres jeux de données. Néanmoins elle mérite d'être soulignée dès à présent pour les larges perspectives
d'applications qu'elle laisse entrevoir.
1. Infrastructure des rifts volcaniques
Rifts martiens : étude de la déflation des réservoirs magmatiques
Articles de référence : [A3, A5, S1]
Communications : [C7, C26, C29]
Intérêt
Les rifts martiens, peu affectés par l'érosion, permettent
l'étude des mécanismes de déflation à grande échelle, lors de
l'activité volcanique d'un point chaud. Sur Terre, les
mécanismes d'éruption des trapps sont mal connus pour la
raison récurrente que la mise en place de trapps n'a jamais été
observée. Les éruptions fissurales jouent un rôle prépondérant,
mais les conséquences sur la stabilité de la croûte après
éruption sont très mal connues. L'étude des cas martiens peut
là encore donner des idées sur les mécanismes tectoniques
syn-éruptifs dans les PIGs.
Figure 24. Exemple de zones de rifts sur Mars dans la région
d'Alba Patera. Les fossés sont associés à des morphologies
d'effondrement attribuées à des processus de vidange magmatique
[A3, S2]. La largeur de la dépression la plus large est 8 km. Image
NASA/JPL Viking Orbiter 253S52, 87 m/pixel.
37
Problématique
Les morphologies volcaniques alignées le long
de dizaines graben martiens, édifices ou
dépressions
volcano-tectoniques,
indiquent
clairement la présence de corps magmatiques
associés à l'extension [A3]. Pour des raisons de
dimensions et de géométrie, par comparaison à la
Terre, la présence d'essaims de dykes géants de
dimensions et de signification semblable aux grands
essaims des boucliers continentaux a été proposée,
sur la base un dyke ⇔ un fossé [A3].
Cependant, cette interprétation présente des
difficultés, notamment liées aux relations entre dykes et
fracturation de surface et aux volumes considérables des
structures d'effondrement volcano-tectonique (Figure
25). Ces arguments sont longuement discutés dans [S1].
Par ailleurs, plusieurs fossés montent des pit craters dont
l'alignement n'est pas compatible avec un dyke unique,
même segmenté [S1]. Le volume et le nombre des
dépressions volcano-tectoniques montrent l'importance
des processus de déflation dans l'évolution des fossés. La
quantification de ces volumes est donc importante pour
appréhender le volume du volcanisme émis par les corps
en déflation.
Figure 25. Principaux types morphologiques associés ou alignés avec les fossés
martiens [S1]. Résolution : a-d : 1.43.0 m/pixel (image MGS/MOC, NASA/JPL/
MSSS); e : 79 m/pixel (Image Viking,
NASA/JPL).
MNT par stéréoscopie et altimétrie laser
Pour quantifier les volumes des effondrements, une méthode de calcul de MNT originale a été développée.
Deux types de données topographiques fiables existent. Les images Viking, de résolution 20-300 m/pixel, donne
une couverture stéréoscopique exploitable sur de vastes surfaces (Cook et al., 1992, Day et al., 1992) mais leur
précision verticale dépasse rarement 100 m car il ne s'agit pas d'images initialement conçues à cette fin. Les
profils d'altimétrie laser en orbite MOLA (Smith et al., 1999) ont une excellente précision verticale (30 m en
valeur absolue et 30 cm en valeur relative) mais leur résolution spatiale est de 300 m sur une orbite et ~1.8 km
latéralement. En calant verticalement les images stéréoscopiques sur les données altimétriques (Figure 26) il est
donc possible d'obtenir des MNT d'une très grande précision horizontale et verticale (Figure 27) [C26, S1].
Figure 26. Principe du calage vertical d'un MNT obtenu à partir d'un couple stéréoscopique Viking (à gauche) en utilisant les
profils d'altimétrie laser MOLA (au centre), résultant en un MNT combinant la précision verticale MOLA et la résolution spatiale
Viking [C26].
38
Figure 27. MNT d'une partie de Tempe Fossae, Mars. Canal vert: MNT par extrapolation des profils d'altimétrie laser MOLA.
Canal rouge: mosaïque de MNT par recouvrement stéréoscopique des images Viking Orbiter indiquées [S1]. Précision verticale
absolue: 30 m, résolution spatiale réelle : 50-70 m.
Le calcul de MNT suivant cette méthode est
suivi du calcul des volumes des dépressions
volcano-tectoniques selon un principe simple. Un
MNT étant une grille de pixels dont la valeur
topographique est égale à l'amplitude de la
topographie de la région calculée divisée par 256, il
suffit de compter l'intervalle vertical en pixels entre
le bord d'une dépression et son point le plus bas, et
d'intégrer
peu
à
peu
cette
topographie
verticalement en incrémentant un à un la valeur du
pixel du bas. On comble ainsi la dépression, un peu
comme si on la remplissait de pixels jusqu'à rasbord [S1].
d'alimentation, et un niveau de déformations structurales
et de processus gravitaires. Cet étagement (Figure 28)
présente entre autres des points communs avec
l'infrastructure magmatique des rifts volcaniques
terrestres comme les rifts islandais (e. g., Gudmundsson,
1995) ou encore de la dorsale ultra-rapide Est-Pacifique
(Lagabrielle et Cormier, 1999).
Volumes de magma vidangés
Les volumes de certaines dépressions ont été
mesurés selon cette méthode, et permettent de
contraindre le volume de magma évacué de la
chambre en déflation. Les volumes trouvés sont
extrêmement variables. Certains ne sont pas
mesurables car leur extension n'est que de
quelques pixels, mais de très nombreuses
dépressions ont des volumes de l'ordre de 101000 km3 [S1]. De tels volumes ne peuvent
provenir que de vastes réservoirs magmatiques, et
non de dykes individuels. Il s'agit donc de réservoirs
magmatiques allongés le long des segments
volcaniques des fossés.
Il est intéressant de noter que de tels volume
sont typiques des coulées alimentant les trapps
terrestres, si l'on se base sur les études détaillées
des trapps de la rivière Columbia (Tolan et al.,
1989). Pour les basaltes de Grande Ronde,
correspondant au volcanisme paroxysmal à 1715.6 Ma, le volume individuel des coulées est
estimé à 90-2500 km3 (Reidel et al., 1989b).
Modèle d'évolution volcano-tectonique
Cependant, la canalisation du magma depuis les
réservoirs jusqu'à la surface fait vraisemblablement
appel à des dykes. On arrive ainsi graduellement à
un étagement des processus en trois niveaux: un
niveau de réservoirs, un niveau de conduits
Figure 28. Modèle qualitatif d'évolution d'un fossé martien par
rifting et processus gravitaires [A4, S1].
39
Modélisation analogique
Des processus très semblables ont été
interprétés à la ride Est-Pacifique sur la base
d'arguments topographiques, géomorphologiques et
géophysiques et ont été modélisés par des
expériences de laboratoire étalonnées (Lagabrielle
et al., 2001, Garel et al., soumis). Il est possible de
quantifier ce modèle par certaines relations
géométriques entre structures et morphologies de
surface et réservoir en profondeur. Dans le détail de
nombreux cas de figure existent sur Mars, et
s'expliquent en faisant jouer des paramètres tels que la
magnitude relative des contraintes de déflation par
rapport à celle du champ régional, et la structure
rhéologique de la croûte. La direction de vidange des
réservoirs peut également être déterminée dans certains
cas [S1]. La Figure 29 illustre un cas d'école montrant
comment les expériences analogiques menées par Yves
Lagabrielle, Erwan Garel (Univ. Bretagne occidentale) et
Olivier Dauteuil (Univ. Rennes II) sont utiles à la
quantification de l'infrastructure magmatique d'un fossé
de Noctis Labyrinthus, dans la région de Syria Planum.
Figure 29. Exemple de détermination des dimensions et de la profondeur d'un réservoir magmatique sous un rift martien à
parti d'expériences analogiques [S1]. Région de Noctis Labyrinthus, image NASA/JPL Viking 027A20, 105 m/pixel. Le champ de
contrainte régional peut être nul ou extensif.
Modélisation numérique
Il est fréquent que la morphologie initiale des fossés, du type
de celle observée sur la Figure 29, ait été bouleversée par des
processus gravitaires ultérieurs au point de supprimer en surface
tout témoignage d'extension tectonique, ou une grande partie
(voir Figure 25, d, e et Figure 30). Dans ce cas la modélisation
analogique devient inadéquate pour retrouver la géométrie de la
chambre et sa profondeur en profondeur. Ce problème est crucial
pour certains types de dépressions, les chasmata. A part les
gigantesques chasmata de Valles Marineris, qui ont une origine
différente (e. g., [A5]), ce type de dépressions semble provenir
d'effondrements généralisés le long de zones de rifts.
Figure 30. Processus gravitaires tardifs dans
l'évolution des fossés martiens [S1].
Les volumes des chasmata donne une idée des volumes de
magma vidangés. La dépressurisation du réservoir magmatique
peut être étudiée numériquement et informer sur les jeux de
paramètres (dimensions et profondeur) compatibles avec les
volumes effondrés. La méthode des éléments-frontières a été
adoptée. Le code Compute3D (Rocscience, Inc.), développé pour
l'étude de la stabilité des ouvrages souterrains, est adapté aux
calculs de volumes.
40
Pour une géométrie et profondeur de réservoir il
est possible de déterminer la dépressurisation de la
chambre nécessaire pour que les contraintes dans
l'encaissant dépassent la contrainte différentielle
critique au-delà de laquelle se produit la rupture. Le
volume de roche situé au-delà de cette limite constitue
le volume susceptible de s'être effondré en réponse à
la vidange magmatique. Cette magnitude peut aussi
bien correspondre à une vidange unique et
catastrophique, résultant en un effondrement par
stoping, ou à une somme d'événements de déflation
de plus faible ampleur, se produisant alors plus
vraisemblablement par subsidence plus lente de blocs
rigides (Roche et al., 2000, 2001). L'enveloppe de
Mohr de Banerdt et al. (1992) pour Mars a été utilisée
pour déterminer la variation de la contrainte
différentielle avec la profondeur. Certains calculs ont
été effectués sans pression de fluide et d'autres avec
une pression égale à la moitié de la pression
lithostatique. L'accélération de la gravité a été prise à
3.72 m.s-2, le module de Young à 30 GPa, et la densité
moyenne de la croûte 2900 kg.m-3. L'existence
possible d'une croûte inférieure ductile, qui se situerait
actuellement sur Mars à une quarantaine de kilomètre
de profondeur dans les régions volcaniques d'après les
études de flux de chaleur (Banerdt et al., 1992), n'a
pas été prise en compte. Les modèles ont été
construits sur la base de la Figure 31.
Figure 31. Modèle de base pour l'étude de la déflation magmatique des chasmata. L : longueur du réservoir au niveau de la
lentille de magma, B : largeur, e : profondeur, Pl : pression lithostatique, Pp : pression de pore, Pm : pression magmatique. Le
champ de contrainte régional est nul [S1].
Les résultats obtenus sont discutés dans Mège et
al. [S1]. A titre d'illustration, un chasma du type de
celui sur la Figure 24 ou la Figure 25e peut être
obtenu par un réservoir de 50 à 75 km de long sur
5 km de large à 5 km de profondeur si 400 km3 de
magma est vidangé, résultant en une déflation de
plusieurs dizaines de MPa jusqu'à plus de 100 MPa,
selon la pression de fluide. Un autre exemple est
donné sur la Figure 32.
Figure 32. Déflation magmatique d'un réservoir localisé sous une chaîne de dépressions au SW de Valles Marineris (Calydon
Fossae). En haut : MNT obtenu par croisement des données MOLA et de la couverture stéréo Viking (vue vers le SSW). Bord à
bord la dépression a une largeur de 15 km, et sa profondeur est de 1850 m ± 30. En bas : Lentille magmatique à 5 km de
profondeur entourée de l'enveloppe de contrainte différentielle > 26 MPa, condition sur Mars pour la rupture en tension avec
une pression de fluide égale à la moitié de la pression lithostatique. Les flèches donnent les directions des contraintes
principales et leur magnitude selon l'échelle donnée à droite (en MPa), la contrainte la moins compressive étant perpendiculaire
au plan de la flèche et la contrainte la plus compressive dans son axe.
41
Valles Marineris
Le système de fossés de Valles Marineris, système
extensif le plus long et profond du système solaire,
montre aussi de vastes dépressions, en grande partie
tectoniques, mais dont l'évolution comprend peut-être
une phase initiale d'effondrement volcano-tectonique
(Schultz, 1998). Bien qu'il soit difficile de soustraire le
volume de ce type d'effondrements des volumes créés
par étirement crustal et par des processus
géomorphologiques ultérieurs tels que glissements de
terrain ou sapement [A5], il est possible d'avancer un
ordre de grandeur possible de 105 km3 pour le
matériel effondré pour différentes dépressions ovoïdes
telles Ophir, Hebes, et Echus chasmata. En volume de
roches volcaniques vidangées, cet ordre de grandeur
correspond à une petite PIG telle que celle de la
rivière Columbia (Tolan et al., 1989). L'histoire des
versants de Valles Marineris, hors contexte ici, peut
être trouvée dans [A5].
Les essaims de dykes de Tana-Belaya, Ethiopie : une population de fractures atypique
Article de référence : [S2].
Article en préparation : D. Mège (pour soumission à GRL ou JSG)
Intérêt
Dans les PIGs de nombreux dykes basaltiques ne
sont pas éruptifs, ou très localement. Parmi les
raisons, l'une des principales est l'existence d'un
niveau de flottabilité neutre du magma (e. g., Lister et
Kerr, 1991), déjà évoquée, et l'existence de "barrières
de contraintes" dans la croûte (Gudmundsson, 1990)
au niveau desquelles un dyke se change en sill. Après
une étude classique d'exploration de l'essaim, qui avait
déjà été mentionné à différentes reprises (Jepsen et
Athearn, 1963, Mohr et Zanettin, 1988, Chorowicz et
al., 1998) mais apparemment jamais étudié in situ,
une étude statistique de la population des longueurs
de dykes a révélé des anomalies de distribution.
D'après l'épaisseur des trapps autour de la région
étudiée, le niveau d'observation actuel des dykes se
situe entre 0 et ~1500 m sous la paléosurface, c'est-àdire à la profondeur décisive, au-dessus du niveau de
flottabilité neutre, à laquelle certains dykes sont en
train de stopper leur propagation verticale, et d'autres
vont continuer leur trajet jusqu'à la surface (Lister,
1991, Lister et Kerr, 1991). Ces anomalies de
distribution sont donc interprétées non seulement en
termes de mode de croissance, différent de celui des
autres types de fractures, mais également en relation
avec la spécificité potentiellement éruptive des dykes.
Essaims de dykes basiques et acides
Les essaims de dykes du point chaud éthiopien
(qui en fait serait d'enracinement sud-africain, Gurnis
et al., 2000) ont été peu étudiés, tant dans les
rapprochements avec le panache que dans leurs
relations avec l'extension en Afar ou dans le rift. Dans
le cadre d'un projet financé par l'INSU/Corne de
l'Afrique et l'Université Pierre et Marie Curie a été
entreprise une étude des essaims principaux affleurant
en Ethiopie. Le projet vise à une étude détaillée des
essaims, dans laquelle se complètent des travaux de
géologie
structurale,
de
télédétection,
de
géochronologie,
de
géochimie,
de
fabrique
magnétique, de pétrologie et de minéralogie. Ces
travaux devraient permettre de comprendre l'histoire
de la mise en place des dykes depuis leur réservoir
géochimique et leur trajet dans la croûte jusqu'à la
surface.
Après une première mission de reconnaissance
faisant le tour du plateau abyssin, il a été décidé que
la première région d'étude, choisie pour le nombre et
la longueur des dykes qui y affleurent, serait entre le
lac Tana, sur le plateau abyssin, et la montagne de
Belaya, butte témoin séparée du reste du plateau par
la rivière Beles et ses affluents, à une centaine de
kilomètres de la frontière soudanaise (Figure 33). Pour
l'instant, seules des données de terrain et de
télédétection sont disponibles. Les données de
télédétection consistent en une image Landsat ETM+
de la région et d'une mosaïque Spot panchromatique
couvrant l'ensemble de la région sur laquelle a été
reporté un modèle numérique de terrain stéréo-dérivé.
Figure 33. Localisation de la région de Tana-Belaya. AT :
triangle afar, EER : rift est-éthiopien, ER : Erythrée, EH :
plateau volcanique abyssin (nord) et plateau du sud-est, GA :
Golfe d'Aden, K : Kenya, RS : Mer Rouge, S : Somalie, SA :
Arabie saoudite, SP: plaine du Soudan. Image SeaWIFS,
NASA/JPL.
D'après la cartographie de plus de 1000
affleurements (Figure 34), deux essaims de dykes ont
été clairement identifiés, l'un NE-SW et l'autre NW-SE
[S2]. L'essaim NE-SW, le plus fréquemment observé
sur le terrain, est constitué de deux types de dykes
parallèles, basaltiques et acides. Environ 40 dykes ont
pu être mesurés sur le terrain dans cette région à fort
couvert végétal. D'après les mesures de terrain,
l'épaisseur moyenne des dykes basaltiques est de
2.7 m, contre 9.9 m pour les dykes acides. Les
pendages sont tous verticaux ou sub-verticaux.
Certains dykes montrent des preuves de réactivation
en décrochement quasiment pur. Pour des raisons
d'altération, le sens du mouvement n'a pu être
42
déterminé la plupart du temps, mais l'un des dykes
étudiés présente des cisaillements de Riedel clairs et
donnant un sens dextre (voir [S2]). Ce dyke affleure
au sein de ce que l'imagerie satellitale suggère être
une coulée quaternaire, et le sens du cisaillement est
compatible avec les trajectoires de contraintes
actuelles déterminées par Bosworth et Strecker
(1997).
La localisation des deux essaims pourrait être
contrôlée par des discontinuités précambriennes, zone
de cisaillement pan-africaine NE-SW de Tilu-Dimtu, et
fabrique NW-SE affectant l'ensemble du bouclier
arabo-nubien. L'essaim NW-SE suit notamment la zone
de failles de Rahad-Dinder, réactivée au Mésozoïque et
au Cénozoïque en tant que faille bordière nord du rift
du Nil Bleu au Soudan (Figure 35).
Les essaims de dykes de la région de Tana-Belaya
ont de faibles dimensions par rapport aux dykes
alimentant les trapps dans la plupart des PIGs, et de
surcroît la présence massive de dykes acides semble
incompatible avec les observations dans ces essaims,
qui sont tous entièrement basiques, sans exception
(e. g., [A4]). Il a été vu le rôle probable de la
fabrique du socle dans leur localisation. En raison de la
dilatation de l'essaim (de l'ordre de quelques % au
total [S2], le contexte semble être celui d'une
infrastructure d'une zone de rift volcanique. Si la
dilatation des dykes équivaut à l'étirement tectonique
en surface, l'aspect de la surface lors de leur mise en
place pourrait ressembler à celui d'une zone de
fissures de type Thingvellir ou Vogar en Islande
(Gudmundsson, 1987a, 1987b).
Figure 34. Carte interprétative des dykes de la région de
Tana-Belaya d'après l'imagerie Landsat ETM+ et lithologie :
1 : socle précambrien (roches métamorphiques et ophiolites),
2 : trapps indifférenciés, 3 : niveau basal bréchique des
trapps, 4 : volcan bouclier, 5 : coulées quaternaires [S2].
Mise en place des dykes :
apports de l'analyse statistique de
distribution des longueurs
Les fractures suivent des lois d'échelle dont
l'analyse donne des informations d'une grande utilité à
la compréhension des mécanismes structuraux. Dans
la dernière partie de ce chapitre il sera question des
relations entre longueur et déplacement. Ici il sera
question de la distribution des longueurs de dykes. La
fréquence cumulée d'une population de fractures suit
une loi en puissance (Scholz et Cowie, 1990). Les
fractures considérées sont des joints, fentes de
tension ou des failles et à notre connaissance, bien
qu'une loi de distribution en puissance ait été
identifiée antérieurement pour des dykes, leur analyse
détaillée n'a jamais été menée.
Le domaine de variation de l'exposant varie
habituellement selon les populations de fractures entre
0.6 et 2.9 (Jackson et Sanderson, 1992, Cladouhos et
Marrett, 1996, Schultz, 2000b). A partir de l'imagerie
satellitaire deux populations de dykes ont été
mesurées. La totalité des affleurements continus
cartographiés constitue la première population. Dans
la deuxième population, les segments des dykes
affleurant de façon discontinue mais avec une
géométrie en échelons ont été regroupés (Figure 36).
Figure 35. Structures précambriennes ayant guidé la
localisation des essaims de dykes : zone de cisaillement de
Tulu Dimtu et zone de failles des rivières Rahad et Dinder
(réactivée par le rift mésozoïque-cénozoïque du Nil Bleu au
NW de la région de Tana-Belaya). Traits à barbules doubles :
corniches, traits fins: foliation précambrienne de la zone de
Tulu Dimtu et fractures dans les trapps [S2].
De façon quasiment systématique, les mesures
pour les fractures les plus petites d'une population
donnée montrent une forte diminution de la pente de
la distribution, éventuellement jusqu'à 0. Cette
diminution
est
attribuée
à
des
problèmes
d'échantillonnage (Jackson et Sanderson, 1992). La
population de dykes de la région de Tana- Belaya ne
faillit pas à cette règle (Figure 36).
43
rhéologique majeure en profondeur (Schultz, 2000b).
Mais en milieu de distribution l'effet de censure ne se
justifie pas. La population des dykes les plus longs a
un exposant, C = 1.7, proche de celui de la population
totale, mais présente un décalage horizontal vers la
droite (Figure 36) traduisant une augmentation du
coefficient k de la population.
Les dykes acides, très segmentés, sont en
moyenne beaucoup plus longs que les dykes
basaltiques et ce sont essentiellement eux qui sont
concernés par la sous-population des dykes les plus
longs. Les dykes basaltiques représentent la quasitotalité des dykes courts et de longueur intermédiaire.
Figure 36. Graphique longueur - fréquence cumulée pour
1024 dykes ou segments de dykes dans la région d'étude.
Dans la population en bleu, tous les segments continus sont
considérés mécaniquement indépendants. Dans la population
en rouge-orangé, la segmentation des dykes est prise en
compte dans la distribution. C est l'exposant de la population
considérée, k son coefficient, N la fréquence, L la longueur,
et Lmax la longueur maximale dans la population [S2].
L'ajustement de la loi en puissance pour les
longueurs intermédiaires est plus intéressante.
L'exposant de la population des affleurements
continus, C = 2.6 (bleu clair), est particulièrement
élevé. Sa valeur est classique des populations dans
lesquelles la liaison mécanique des fractures est mal
évaluée (Cladouhos et Marrett, 1996). La pente des
données augmente brusquement vers le milieu de la
distribution. Si à ce niveau la population est séparée
en deux, L'exposant de la sous-distribution des dykes
les plus longs augmente à C = 3.3 (bleu foncé), ce qui
ne correspond à rien de mécaniquement raisonnable.
Il n'est pas nécessaire de pousser plus loin
l'investigation de cette population: les résultats ne font
qu'illustrer le fait que de ne pas prendre en compte la
segmentation des dykes dans l'analyse de leur
distribution n'a pas de sens mécanique.
Dans la population prenant en compte la
segmentation des dykes, l'exposant de l'ensemble de
la population, C = 1.8, (orangé) entre dans la
moyenne des fractures publiée dans la littérature.
Cependant, dans le détail, la distribution montre un
comportement atypique. Elle se subdivise en 3 parties
(rouge). La sous-distribution des longueurs les plus
courtes a un exposant, C = 1.8, semblable à
l'exposant de la population totale. La population des
longueurs intermédiaires a un exposant C = 3.3 très
inhabituel. Une telle augmentation en fin de
distribution est classique, et peut traduire un effet de
censure des données les plus extrêmes (Jackson et
Sanderson, 1992) ou l'influence d'une interface
La Figure 37 fournit une explication à la
segmentation de la distribution observée sur la Figure
36. Lorsque le taux d'approvisionnement d'un dyke
basaltique est suffisamment soutenu (Parfitt et Head,
1993), il acquiert une surpression et des dimensions
capables de lui faire franchir la zone crustale
d'équilibrage de densité du magma avec l'encaissant
avec suffisamment d'aisance pour arriver en surface
(e. g., Lister et Kerr, 1991, Ryan, 1994). Lorsqu'un tel
dyke
devient
éruptif,
l'éruption
dépressurise
rapidement le magma et l'écoulement latéral diminue,
puis stoppe. Ainsi la longueur du conduit
d'alimentation d'un dyke dont la pression magmatique
le vouait à de grandes dimensions se trouve écourtée,
et rejoint la longueur des dykes plus petits et moins
pressurisés de la population. La distribution est
écrêtée à partir d'une certaine longueur de dykes, se
traduisant par une augmentation de la pente de la
population (Figure 37, bas). Le guillotinage des dykes
longs se répercute aussi par un pic d'abondance des
dykes éruptifs courts, ce qui est clairement observé
sur la population des dykes de Tana-Belaya (Figure
36).
Figure 37. Modification de la loi de puissance pour des
dykes éruptifs (haut) et de dykes mis en place à partir de
réservoirs allongés perpendiculairement à la direction
d'extension régionale (bas) [S2].
Il est raisonnable, en attendant les datations
absolues et des arguments géochimiques, de penser
que les dykes acides proviennent du même réservoir
que les dykes basaltiques et se sont mis en place
après différenciation. La mise en place des dykes
acides correspond à un incrément significatif dans
44
l'étirement régional, produisant un amincissement
crustal accru. Le réservoir des dykes basaltiques,
fonctionnant pendant une période où l'étirement
crustal était très limité (de l'ordre de 1% d'après les
données de terrain et d'imagerie [S2]), présentaient
un faible rapport de forme. L'augmentation de
l'étirement crustal, peut-être du double [S2], a pu
augmenter
l'allongement
de
la
chambre
perpendiculairement à
la
direction
principale
d'étirement. Les dykes acides ayant une forte
flottabilité (il n'y a pas de zone de flottabilité neutre
dans la croûte pour des magmas acides), l'écoulement
est essentiellement vertical et on s'attend à des
éruptions systématiques, mais surtout, la rupture
initiale au toit de la chambre a une longueur plus
grande que celle pour les dykes basaltiques antérieurs.
Ainsi, la longueur initiale des dykes sortant du
réservoir a un bonus d'avance par rapport aux dykes
basaltiques, se traduisant par une augmentation du
coefficient de la population (Figure 37, bas).
L'observation de nombreux dômes acides alignés sur
le proche plateau abyssin, qui sont trachytiques,
phonolitiques et rhyolitiques, suggère que si la
composition des magmas et leur mise en place était
semblable, l'éruption, lente, des magmas acides
n'aurait que peu affecté la propagation des dykes,
donc leur longueur. Ainsi la pente de la distribution
pour ces dykes (C = 1.7) pourrait-elle demeurer
proche de celle de la moyenne de la population
mesurée (C = 1.8).
D'autres essaims de dykes doivent être mesurés et
analysés afin de confirmer et éventuellement
généraliser les résultats obtenus dans cette région.
Province tertiaire nord-atlantique : propagation de dykes dans un essaim basique géant
Article de référence : [A9]
l'étalement gravitaire de la topographie des points
chauds, fournit une situation intermédiaire.
L'essaim de dykes basiques géant de la côte Est du
Groenland a été échantillonné au cours d'une mission en
1998 en vue de déterminer le sens d'écoulement par
analyse de l'anisotropie de susceptibilité magnétique
(ASM) et de lames minces orientées [A9] (Figure 38).
Les données récoltées sur le terrain, provenant de dykes
d'épaisseur 3-37 m, ont été analysées par Jean-Paul
Callot (doctorant à l'Université du Maine).
Le sens de l'écoulement a été déduit par ASM en ne
conservant que les données de foliation magnétique
d'orientation proche de celle du dyke, avec notamment
un angle d'imbrication inférieur à 30° et en suivant
d'autres critères établis à partir d'un protocole rigoureux
détaillé dans [A9].
Les résultats, qui convergent avec d'autres études
d'ASM menées sur des dykes des essaims géants (e. g.,
Ernst et Baragar, 1992) montrent un écoulement plutôt
horizontal que vertical (Figure 39), et en provenance du
NE. Ces dykes se sont vraisemblablement propagés à
partir de l'une des intrusions qui décorent la marge,
certaines à Terre (Figure 38) et d'autres repérées en mer
par leur signature magnétique.
Figure 38. Distribution et orientation des dykes tertiaires
basiques de la marge Est du Groenland échantillonnés en
1998, et contexte géodynamique [A9].
Les deux champs d'investigation ci-dessus ont
illustré deux exemples de contribution des dykes
dans l'infrastructure volcanique des rifts : à l'échelle
d'un méga-point chaud à histoire complexe, celui de
Tharsis sur Mars, et d'une petite subdivision d'un
point chaud, l'essaim de Tana-Belaya. La Province
tertiaire nord-atlantique, déjà abordée dans la
première partie de ce mémoire au sujet de
Selon L. Geoffroy, l'ouverture océanique se serait
produite à partir d'intrusions de volume limité mais
parsemant la futur marge, et à partir desquelles des
essaims de dykes basiques se seraient mis en place. Ce
modèle est donc une alternative au modèle de
développement des marges passives de Fahrig (1987) et
de Baragar et al. (1996) essentiellement établi à partir
des points chauds protérozoiques. Selon eux, le centre
du point chaud est le centre ou le barycentre d'injection
de l'ensemble des dykes basiques géants suivant une
géométrie de point triple, s'accompagne en surface de
trois branches de rifts dont un ne dépassera pas le stade
continental (voir aussi [A6], et la Figure 12 de ce
manuscrit).
45
Il est intéressant de noter que le
sens de l'écoulement a une tendance
a être plongeant. L'échantillonnage
ayant été effectué près de la
bordure des dykes pour éviter les
éventuels problèmes d'écoulement
turbulent qui se posent pour des
dykes de cette épaisseur (Turcotte,
1990), il y a peu de chance qu'il
s'agisse d'un hasard. Il est possible
que la profondeur de propagation,
estimée à 3-4 km, corresponde à la
zone de flottabilité neutre du
magma, estimée sur Terre à 3 km
en moyenne (Wilson et Head, 1994).
A une telle profondeur le magma
peut se propager aussi bien vers le
haut que, localement, vers le bas.
Figure 39. Projection stéréoscopique (hémisphère inférieur) des résultats de
l'analyse de la fabrique magnétique des dykes échantillonnés au Groenland. K1,
K2, K3 : axes principaux de susceptibilité magnétique. La foliation magnétique,
qui donne le sen de l'écoulement, correspond à la fabrique magnétique "normale"
(a). Chaque dyke a été échantillonné sur ses deux bordures, les deux devant
donner des géométries d'imbrication compatibles. (c) : direction moyenne de
l'écoulement dans les dykes échantillonnés [A9].
Synthèse : contribution au fonctionnement de l'infrastructure des rifts volcaniques
L'infrastructure des rifts volcanique a été abordée dans ce mémoire sous trois aspects, dont le dénominateur
commun est le dyke. Le cas martien a permis d'entrevoir quels processus volcano-tectoniques majeurs ont pu se
produire dans certains cas lors de la mise en place des trapps sur Terre. Le bassin de Clarkston-Lewiston
(Washington-Idaho) pourrait être associé au type d'effondrements de très grande ampleur reconnu sur Mars, et
mériterait une étude détaillée à ce titre (S. P. Reidel, comm. pers., 2000). Celle-ci pourrait être menée dans les
années à venir dans le cadre d'une collaboration entre l'UPMC et le PNNL.
L'étude de la déflation sur Mars a également permis d'affiner le diagnostic selon lequel des essaims de dykes
seraient associés à la formation de certains fossés [A3] Il s'agit vraisemblablement d'essaims de dykes. Chaque
fossé volcanique a vraisemblablement son, voire ses essaims propres (car l'activité volcanique à certains fossés
est segmentée et intermittente). Sauf exceptions (certaines catenae comme Tractus et Acheron), ceux-ci ne sont
alors de loin plus de taille comparable aux dykes géants les plus longs des essaims des points chauds terrestres.
Les vastes réservoirs magmatiques allongés qui alimentent les essaims martiens peuvent par contre être
interprétés comme des méga-dykes, dans le sens que l'on donne au Grand Dyke du Zimbabwe (e. g., Podmore
et Wilson, 1987).
L'étude d'essaims de dykes nains en Ethiopie a été l'occasion d'aborder la déflation à partir des objets qui en
sont les vecteurs. Une méthode pour déterminer lesquels des conduits d'alimentation ont pu être éruptifs est en
cours de développement, et les premiers résultats ont été présentés.
Enfin, le travail sur un essaim de dykes géants classique a permis de mettre en évidence des directions
d'écoulement confortant l'opinion actuelle (mais non partagée par tous, Kumarapeli, 1990) que les essaims des
points chauds ont un écoulement à dominance latérale, même s'il faut bien que localement il soit vertical pour
alimenter les trapps.
Ces travaux donnent ainsi un aperçu complémentaire, à différents niveaux crustaux (entre 0 et 4 km), de
plusieurs aspects importants du fonctionnement de la plomberie magmatique et de ses interactions avec les
mécanismes tectoniques et morphotectoniques.
46
2. Modélisation du raccourcissement des wrinkle ridges
Article de référence : [A8]
Articles en préparation : Mège et Reidel, Mège et Anderson (pour soumission à JGR)
Communication invitée : [Ci4]
Communications : [C20, C21, C29]
Les ressemblances structurales entre les wrinkle ridges (voir un exemple sur la Figure 17) et les plis de
Yakima, renforcées par le rôle majeur que joue la mise en place de trapps dans leur développement (voir [A7]
et [A8] pour les détails), permet d'aller au-delà des méthodes usuelles en planétologie pour étudier leur
fonctionnement, en ajoutant l'opportunité des observations de terrain (Figure 40).
Figure 40. Vue de Rattlesnake Mountain au passage de la rivière Yakima (voir sur la Figure 18). Cliché de Steve Reidel.
Objectifs
Au-delà de l'estimation du raccourcissement sur le
plateau de Columbia, l'objectif est de quantifier le
raccourcissement aux wrinkle ridges avec une
précision raisonnable pour à terme mieux comprendre
le raccourcissement induit par la subsidence aux
points chauds dans le cas des configurations
rhéologiques discutées précédemment.
Estimer ce raccourcissement le long de profils
présente un intérêt limité, car les chiffres qui peuvent
en être tirés n'ont d'intérêt que local. Ils ne portent
que peu de signification ou d'implications pour le
raccourcissement à quelque autre profil. Pouvoir
estimer ce raccourcissement en trois dimensions serait
louable, mais comment contraindre la dimension
verticale avec suffisamment de précision, et contre
quels modèles géophysiques et mécaniques confronter
de tels résultats ? La grande majorité des modèles de
déformation sont limités à deux dimensions (2D). Le
raccourcissement en 2D, suivant la surface
topographique, apparaît donc comme le moyen le plus
pratique actuellement pour tester des modèles
théoriques.
Méthode
Les wrinkle ridges comme les plis de Yakima sur le
plateau de Columbia (Etat de Washington) ont une
structure complexe, comme en atteste la cartographie
de détail qui peut en être faite par interprétation
d'images (wrinkle ridges) ou études de terrain
(notamment Price, 1982, Reidel, 1984, Hagood, 1986,
Anderson, 1987). Cependant, replacée à l'échelle du
pli, de longueur moyenne 100 km, ou de la région
47
déformée, il se dégage avant tout de vastes
mégastructures simples continues ou segmentées,
soulignées sur la totalité de leur longueur par des
chevauchements majeurs (Reidel et al., 1994, et
Figure 18). Souvent des rétro-chevauchements ont été
identifiés, ce qui conforte l'analogie mécanique avec
les wrinkle ridges (Schultz, 2000a). Les profils
géophysiques (Reidel et al., 1989a, Lutter et al., 1994)
montrent que ces plis de sont pas connectés en
profondeur, par exemple par un plan de décollement.
Chaque structure est verticalement limitée par la base
des trapps et se présente comme une entité
mécaniquement indépendante (Figure 41).
Modèle structural
Le modèle structural choisi consiste en un
chevauchement induisant un pli passif sur rampe ou
un pli de propagation, ou une combinaison des deux.
Ces modèles sont tous deux compatibles avec les
données de terrain sur les plis de Yakima (Price et
Watkinson, 1989) et présentent deux avantages
majeurs. Le premier est qu'il est possible de ne
prendre en compte que le raccourcissement sur le
plan
de
chevauchement
pour
obtenir
le
raccourcissement total, puisque le raccourcissement
par plissement au-dessus du plan de chevauchement
lui est soit égal soit plus faible, les deux ne s'ajoutant
pas. Le deuxième avantage est que les plis passifs et
les plis de propagation modélisent de façon simple et
continue des déformations qui dans la réalité doivent
s'accommoder des hétérogénéités du milieu et de sa
résistance à la rupture. En d'autres termes, dans leur
formulation de base ces modèles cinématiques simples
sont incapables de reproduire des déformations telles
que des rétro-chevauchements, mais leur fournissent
un cadre d'explication et finalement les prend
implicitement en compte. En effet, le déplacement se
produisant sur des structures telles que des rétrochevauchements est autant de déplacement qui se
produira en moins sur le chevauchement principal
(Niño et al., 1998, Schultz, 2000a).
Ainsi en modélisant le raccourcissement des plis de
Yakima et des wrinkle ridges comme le résultat d'un
déplacement sur un plan de chevauchement unique et
théorique (PCHUT) on tient compte du déplacement se
produisant sur le plan de chevauchement principal
observé, du déplacement plicatif des couches audessus de ce chevauchement, et le cas échéant du
déplacement sur les rétro-chevauchements.
Les plis de Yakima, comme les wrinkle ridges, sont
fréquemment segmentés. L'application du critère de
liaison mécanique des segments de failles défini par
Schultz (2000b) montre que les segments de
chevauchements
des
plis
de
Yakima
sont
vraisemblablement liés mécaniquement [A8]. Le
déplacement sur chaque ride, segmenté ou non, peut
donc être modélisé comme se produisant sur un
PCHUT de longueur la longueur totale de chaque ride,
et de déplacement le déplacement maximal observé le
long de la ride (Dawers et Anders, 1995).
Figure 41. Structure crustale des plis de Yakima, plateau de Columbia, d'après des données sismiques, magnétotelluriques et
de forages (Reidel et al., 1989a). Les plis sont associés à des chevauchements mécaniquement indépendants et ne dépassant
pas la pile des trapps verticalement.
Principe
En 2D le déplacement élastique maximum dmax et
la longueur L du PCHUT sont proportionnels (e. g.,
Cowie et Scholz, 1992) :
d max / L = γ
où γ est une mesure de la résistance critique à la
déformation cisaillante. Il y a une incertitude sur la
valeur de γ inhérente au mode de croissance des
failles (Cartwright et al., 1995) et à l'approximation 2D
(Schultz et Fossen, sous presse). De ce fait il n'existe
pas de γ universel, et le mieux est de le déterminer
indépendamment pour chaque population de failles.
Pour les wrinkle ridges, mesurant L à partir des
données d'imagerie et de topographie, il suffit de
48
déterminer γ pour se faire une idée du déplacement
maximum. Ce paramètre peut être déterminé pour les
rides de Yakima à partir des données de terrain et de
géophysique.
Une fois γ déterminé pour les rides de Yakima, le
déplacement horizontal 2D le long du PCHUT peut être
calculé simplement en modélisation élastique. Le plan
de faille est alors elliptique, et le profil des
déplacements d sur ce plan l'est aussi. L'intégration de
ce profil de déplacement sur la longueur l du plan de
faille permet alors le calcul de la surface horizontale
raccourcie [A8] :
Ael =
L
∫0 ddl = ( π / 4 )γL cos α
2
Certains profils de failles ont effectivement un
profil de déplacement elliptique. Souvent cependant ce
n'est pas le cas, et les profils de déplacement sont
effilés vers les extrémités de la faille en raison de la
propagation sous-critique de la fracture. S'il est tenu
compte de cette déformation inélastique on peut
montrer que la surface raccourcie devient
Ael + in = [(π / 4 )(L − 2s )γL + sd 0 ]cos α
où s est la longueur de la zone de déplacement
inélastique et d0 la valeur du déplacement au point de
transition élastique-inélastique. L'analyse des profils de
déplacement publiés dans la littérature montre que
s = 0.16L (1σ = 0.08)
et
que
d0 = 0.26dmax
(1σ = 0.16) [A8, Ci4].
Résultats
Pour les rides de Yakima le raccourcissement est
estimé à 1148-3754 km2 selon le modèle de
déplacement utilisé, élastique ou mixte élastiqueinélastique, ce qui correspond à 1.4-4.6% de la
surface du plateau de Columbia affectée par ce type
de déformations. Par ailleurs 1.9 10-2 < γ < 3.9 10-2
(Figure 42), selon le modèle choisi.
Figure 42. Relations longueur-déplacement pour les données publiées dans la littérature et pour les rides de Yakima [A8,
Ci4]. Les chevauchements étudiés par Elliott (1976), de longueur comparable aux chevauchements des rides de Yakima, ont
un rapport dmax/L comparable.
L'éparpillement de γ selon les
rides, mesuré par son écart-type
1σ , est du même ordre de
grandeur que l'éparpillement des
données publiées antérieurement
dans l'ensemble de la littérature
(Figure 43). Assumant un
pendage moyen réaliste pour les
wrinkle ridges, 30°, qui est aussi
le
pendage
moyen
des
chevauchements des rides de
Yakima [Ci4], il est donc
possible
d'estimer
le
raccourcissement dans les zones
déformées.
Figure 43. Ecart-type sur γ pour les données publiées antérieurement et pour les
rides de Yakima [Mège et Reidel, en préparation].
49
Figure 44. Magnitude de la déformation des wrinkle ridges dans la région de Sinai Planum, au SE de Syria Planum sur Mars,
pour deux modèles structuraux extrêmes. Les valeurs les plus élevées sont obtenues en modélisation élastique et pour des
pendages moyens de chevauchements de 21° (valeur moyenne estimée la plus basse pour les chevauchements des rides de
Yakima). Les valeurs les plus faibles sont obtenues dans le modèle mixte élastique+inélastique pour des pendages moyens de
36° (estimation maximum pour les rides de Yakima).
Les résultats peuvent être visualisés par des cartes
d'isodéformation (Figure 44). Les valeurs trouvées
pour chaque ride sont réaffectées aux cellules d'une
grille de périodicité 4° en 4°. Cette dimension de
cellule est suffisamment vaste pour qu'une ride
affectée à une cellule ne déborde pas sur les cellules
voisines et suffisamment faible pour permettre de
suivre les gradients de déformation aussi finement que
possible. A titre d'exemple la région de Sinai Planum,
au SE de Syria Planum sur Mars (Figure 16), a été
choisie comme région test [Mège et Reidel, en
préparation]. Ces résultats ont été comparés à un
modèle théorique récent de déformations induites par
la charge flexurale de la lithosphère de Tharsis obtenu
à partir de l'inversion des données topographiques et
gravimétriques (Banerdt et Golombek, 2000) [Ci4].
Sans entrer ici dans les détails, qui seront publiés
par Mège et Reidel (en préparation), les déformations
prédites par le modèle structural sont 3 à 10 fois plus
fortes que celles prédites par le modèle théorique
(Figure 45). Cette différence est interprétée en termes
d'épaississement de la lithosphère élastique avec le
temps. Le modèle théorique de Banerdt et Golombek
(2000) se base en effet sur une estimation de Te de
100 km, en accord avec les données topographiques
et gravimétriques actuelles. Les wrinkle ridges se sont
formées entre 3.1 Ga et 3.8 Ga, alors que le flux de
chaleur était vraisemblablement plus élevé. Ainsi
l'épaisseur de la lithosphère élastique était plus faible,
engendrant une magnitude des déformations plus
forte. La comparaison entre le modèle structural et le
modèle théorique aide ainsi peut-être à contraindre
l'évolution temporelle du flux de chaleur.
Figure 45. Déformation élastique de la même région que
celle de la Figure 44 prédite par le modèle de support flexural
de la charge lithosphérique de Tharsis (Banerdt et Golombek,
2000) pour une lithosphère élastique d'épaisseur moyenne
100 km. L'alignement E-W des isocontours de déformation
représente soit la vaste structure compressive de ClaritasCoprates (Figure 7). Dans ce cas l'alignement NE-SW dans la
partie E du graphique correspondrait à la même tendance
observée sur la Figure 44. Il est possible, alternativement,
que la géométrie d'ensemble E-W observée ici soit la même
que celle observée sur la Figure 44, mais que le modèle
géophysique prédit être plus au sud. En tout les cas le
modèle structural de la Figure 44 est plus détaillé que le
modèle géophysique.
Une étude de la déformation compressive globale des wrinkle ridges sur Mars, utilisant une base de données
exhaustive des wrinkle ridges recensées actuellement, est financée par le Programme national de planétologie et
est également en cours (Mège et Anderson, en préparation).
Synthèse : champs d'application de la méthode développée
La méthode d'étude du raccourcissement développée ici a de nombreuses applications.
La complexité géométrique des déformations n'est pas en soi une limite car la complexité est une notion
d'échelle. Les vastes chevauchements des Rocheuses canadiennes (Elliott, 1976), comme ceux des rides de
Yakima, illustrent bien que des structures dont le détail cartographique révèle une grande complexité se prêtent
50
très bien à la loi longueur – déplacement, et de là, à l'analyse de la magnitude de la déformation développée cidessus. La difficulté provient plutôt de la hiérarchisation des plans de failles à l'échelle où ils sont observés.
Il faut pouvoir identifier les plans majeurs, dont dépend le déplacement le long de plans secondaires qui y
sont mécaniquement liés. Il est en effet possible que ces plans secondaires n'aient pas à être pris en compte
dans le calcul de la déformation. L'existence de plans de décollement généralisés doit aussi être prise en compte.
Si toute la région d'étude est au-dessus d'un même décollement, on peut s'intéresser à la déformation au-dessus
de ce plan sans tenir compte de son existence. Si par contre il se situe dans la région d'étude, on passe de
l'échelle locale à l'échelle régionale et ce plan de décollement accommodera peut-être un déplacement tellement
grand par rapport aux déformations qui se sont produites au-dessus que celles-ci peuvent apparaître
négligeables. Qui plus est, les déformations se produisant au-dessus du plan peuvent n'être que l'accommodation
en surface du déplacement se produisant en profondeur. Dans ce cas, elles n'ont pas à être prises en compte
dans une étude du raccourcissement régional. Il est donc possible que la relation longueur – déplacement au
seul plan de décollement soit mécaniquement justifiée pour l'étude de la quantité de déformation régionale. C'est
au cas par cas que l'analyse doit être menée.
C'est cependant pour les autres planètes que cette méthode est la plus puissante en raison de la géométrie
plutôt simple des déformations, de l'absence d'une tectonique superposée dans la plupart des cas, et aussi parce
qu'il faut bien trouver un moyen d'investigation adapté aux données dont on dispose. Les déformations de type
wrinkle ridge sont communes à Mercure, Vénus, la Lune et Mars, et d'autres structures compressives existent qui
peuvent être analysées de la même façon (e. g., Watters, 1993, Watters et al., 1998). La tectonique extensive
sur ces planètes peut aussi s'analyser de cette façon car elle se manifeste habituellement par des fossés
clairement individualisés.
Les tesserae vénusiennes sont des terrains dont l'intensité et l'enchevêtrement des déformation rend cette
méthode inapplicable. Le problèmes de l'extension sur certains satellites de glace provient de la faible épaisseur
de la couche cassante en surface. En effet, les relations décrites entre longueur et déplacement supposent qu'en
extension e le bas de la fracture n'atteint pas un niveau de contraste rhéologique majeur, notamment une
couche ductile. Si c'est le cas, on passe d'une propagation en mode mixte II-III à une propagation en mode III
dominant, ce qui induit un freinage du déplacement vertical. La longueur de la faille va s'accroître plus
rapidement que le déplacement vertical ne peut le faire, faussant ainsi la loi d'échelle.
Conclusion
1. Apports de ce travail dans la connaissance de la tectonique et de la mise
en place des trapps
De nombreux chantiers ont été poursuivis ou ouverts durant les 4 années d'activité à l'UPMC, abordant une
variété d'échelles d'observations et de problématiques relative à la tectonique des points chauds.
Loin d'être disparate, la combinaison des études terrestres et planétologiques montre ainsi qu'au-delà du
débat rifting passif/rifting actif, les points chauds lors de la mise en place des trapps sont des acteurs volcanostructuraux à part entière, qu'il y ait ou non tectonique de plaques (Figure 46). L'apport de la planétologie est
fondamental pour comprendre la signature d'un point chaud à l'échelle régionale comme à l'échelle des
processus locaux :
ƒ
A l'échelle régionale a été examiné le style tectonique que tend à imprimer le point chaud. La
contribution de la planétologie provient de l'absence d'une tectonique de plaques sur les autres corps
planétaires.
ƒ
A l'échelle locale, la planétologie permet d'entrevoir à quoi ressemble un paysage de trapps, et ainsi les
interconnexions entre les processus volcano-tectoniques en profondeur et en surface. Ce
paysage et ses implications sont inaccessible sur Terre en raison de la rapidité de mise en place des trapps
par rapport au taux d'érosion. La contribution de la planétologie provient ici de la faible efficacité des agents
érosifs sur les autres planètes. A moins d'observer la mise en place de trapps sur Terre en direct,
l'observation combinée terrestre et planétologique reste la meilleure approche pour appréhender le
fonctionnement du système volcano-structural des trapps.
51
Figure 46. Les points chauds comme agents tectoniques majeurs dans les croûtes planétaires : contribution de ce travail.
2. Apports méthodologiques
trois méthodologies ont été développées :
ƒ
pour l'obtention de MNT à haute résolution sur Mars : la combinaison des 2 sources de données
topographiques principales, altimétrie laser et stéréoscopie, assure des MNT associant la précision
verticale et la stabilité de l'altimétrie laser et la résolution spatiale de l'imagerie
ƒ
pour la quantification des déformations en 2D : une méthode basée sur les relations entre
longueur et déplacement sur les plans de faille ouvre de larges perspectives pour la quantification des
déformations des autres planètes, mais aussi dans certains cas des déformations terrestres
ƒ
pour l'analyse de l'éruptivité des essaims de dykes : la question de l'alimentation des trapps par
des essaims de dykes n'est pas triviale et une étude préliminaire laisse penser que cette question peut
être abordée par l'étude des populations de fractures éruptives.
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56
Troisième partie
Perspectives
La plupart des projets actuels ont des prolongements. Les données de la sonde Mars Global Surveyor,
toujours en orbite, commencent juste d'être exploitées, et d'autres données seront obtenues dans un futur
proche par d'autres missions, offrant des perspectives nouvelles pour comprendre les processus géologiques sur
cette planète et de là, sur Terre. L'étude des PIGs terrestres devra bien entendu être poursuivie.
La planétologie est pluridisciplinaire et se situe à l'avant-garde des technologies. Ces travaux seront donc
menés en équipe. Ils incluront des collègues français et étrangers et des étudiants de 3e cycle. De nombreuses
collaborations ont déjà été nouées, et l'expérience dans la direction de projets de recherche m'est attestée par la
direction de 3 projets financés par le CNRS : INSU/ATI (qui vient de se terminer), INSU/Programme national de
planétologie, et INSU/Corne de l'Afrique (tous les deux en cours). Ces projets sont complétés par deux accords
de coopération inter-universitaire avec des organismes aux Etats-Unis (voir le 1er chapitre de ce rapport).
I.
Projets de recherche
1. Acquisition de données planétologiques nouvelles
Trois missions d'exploration emportent des instruments utiles pour la compréhension de la tectonique et du
volcanisme de Mars. Ici ne sont mentionnées que les expériences les plus proches de la thématique développée
dans ce rapport. Plusieurs autres missions martiennes sont prévues à court terme à la suite de celles-ci,
notamment par la NASA, mais leur instrumentation exacte et les dates de lancement ne sont pas encore
définitives.
Rappel des données récentes en cours
d'exploitation
Mission Mars Global Surveyor :
ƒ
ƒ
Données d'altimétrie laser MOLA : précision verticale
absolue 30 m, relative 30 cm.
Imagerie MOC : imagerie dans le domaine visible,
résolution spatiale ≤ 5 m/pixel
Mars Odyssey (NASA/JPL)
Lancement le 7 avril 2001
Insertion en orbite prévue le 24 octobre
Début des opérations prévue en janvier 2002
Figure 47. Le véhicule Mars Odyssey (NASA/JPL) à la
recherche d'un environnement martien clément.
L'instrument THEMIS est visible immédiatement à droite
du panneau solaire du bas (Image NASA/JPL).
L'objectif principal de Mars Odyssey (Figure 47) est
d'identifier les sites qui ont pu être les plus propices au
développement éventuel de la vie. L'une des
expériences, THEMIS, consistera en une analyse
spectrale de la surface dans 15 longueurs d'onde, 5 dans
le domaine visible du spectre électromagnétique et 10
dans l'infrarouge thermique. La résolution spatiale sera
de 20 m. Il deviendra ainsi possible de déterminer la
nature des roches en surface par l'analyse des bandes
spectrales caractéristiques. Les roches d'origine
magmatique pourront être distinguées des roches
sédimentaires, ce qui marquera une étape majeure dans
la compréhension de la géologie de la planète.
57
Mars Express (ESA)
Lancement en juin 2003
Insertion en orbite prévue en décembre 2003
Cette mission (Figure 48) comportera une
caméra stéréoscopique couleur, HRSC, qui a pour
vocation de cartographier l'ensemble de la surface
en 3D à 10 m de résolution. Elle est flanquée d'une
caméra noir et blanc à 2 m de résolution qui
fonctionnera sur commande et dont le couplage
avec la caméra stéréoscopique assurera une
localisation précise des scènes. Mon séjour postdoctoral en 1996 dans le laboratoire qui a conçu
cette caméra et les logiciels de traitements (DLR,
Berlin) permettra de poursuivre des collaborations
utiles dans l'analyse et l'interprétation de ces
données.
L'instrument MARSIS est un radar sondeur qui
détectera dans les longueurs d'ondes radio la
présence d'eau dans le sous-sol jusqu'à une
profondeur de 5 km. Le rôle des intrusions
magmatiques dans la canalisation de l'eau pourra
ainsi être étudiée et permettra d'affiner les modèles
de couplage entre tectonique et magmatisme.
Figure 48. Mars Express à la poursuite de Mars Odyssey
(Image ESA).
NetLander (CNES/FMI/DLR/SSTC/JPL)
Lancement prévu en 2007
Cette mission comporte entre autres une série de 4 stations équipées d'un système géodésique, d'un
sismomètre à très large bande et d'un magnétomètre, qui seront utilisés pour déterminer les variations de masse
volumique, de vitesses sismiques et de conductivité électrique à l'intérieur de la planète. Ces données
contraindront le rayon et l'état, solide ou liquide, du noyau martien, de même que la localisation des transitions
de phase influant sur l'évolution des panaches mantelliques.
2. Continuation des travaux et nouveaux chantiers
Travaux en cours
Compression induite par des points chauds
La formation des wrinkle ridges et des rides de Yakima par subsidence doit être modélisée pour confirmer ou
infirmer cette interprétation. La modélisation analogique est sans doute la plus à même de rendre compte de
l'évolution des déformations au cours de la subsidence et de leur état final. Une collaboration avec le Laboratoire
de géologie de Clermont-Ferrand, ou encore celui de Rennes, sera mise en place à cette fin.
Etude de la magnitude de la déformation régionale et globale sur Mars et les autres
planètes
La magnitude des déformations compressives sur les planètes telluriques étant le plus souvent moins intense
qu'aux limites de plaques sur Terre, la méthode d'étude structurale des wrinkle ridges développée par Mège et
Reidel [A8] peut être appliquée à différentes régions de Mars. Le bombement volcanique de Tharsis est l'endroit
à étudier en priorité (Figure 7), et à la suite l'ensemble de la planète peut être étudié de cette façon. Il s'agit
d'un travail qui vient d'être financé par l'INSU/PNP, en collaboration avec R. S. Anderson (JPL). La quantification
de cette déformation pourra être comparée avec les modèles de support lithosphérique établis par corrélation
entre topographie et anomalies de Bouguer, et par là contraindre l'épaisseur de la lithosphère élastique lorsque
les déformations se sont produites.
Le même type d'étude se justifie sur Vénus, où de nombreuse plaines volcaniques sont affectées par des
wrinkle ridges. Suivant la même méthodologie, l'extension sur les autres planètes peut être quantifiée dans des
régions clefs, puisque la même loi d'échelle valable en compression est également valable en extension (Figure
42).
58
Etude de la déflation syn-trapp
Avec les données d'altimétrie disponibles
maintenant il devient possible de quantifier le volume
de roches volcaniques émis le long des zones de rifts
sur Mars par l'analyse des volumes des effondrements
volcano-tectoniques. Ces volumes, qui pourront être
corrélés avec les données minéralogiques de
l'instrument MARSIS sur Mars Express, renseigneront
sur le volume des intrusions et du magma sous-plaqué
nécessaire pour expliquer la topographie actuelle des
points chauds martiens.
L'étude de la déflation lors de la mise en place de
trapps comporte une partie de terrain. Le volcanisme
de trapp est extrêmement rapide (105 à 2.106 km3
émis en quelques centaines de milliers d'années, 2
millions au plus) et devrait s'accompagner de
phénomènes de subsidence également rapide liés aux
transferts de magma vers la surface. De vastes
bassins devraient se former au-dessus des chambres
et réservoirs magmatiques ayant alimenté les laves.
Une telle subsidence, qui est celle interprétée sur Mars
dans les chaînes de dépressions volcano-tectoniques
et les chasmata, s'est peut-être produite dans le
bassin de Clarkston-Lewiston à la frontière de l'Idaho
et de l'Etat de Washington lorsque les trapps de la
rivière Columbia se sont mis en place (17-15.6 Ma). Il
est donc nécessaire de mener un travail de terrain
détaillé dans cette région pour déterminer les
modalités de la subsidence du bassin de ClarkstonLewiston, et les comparer avec la chronologie des
basaltes. Les trapps de la rivière Columbia sont connus
en très grand détail, en partie pour des raisons
historiques (site nucléaire de l'après-guerre froide) et
en partie en raison de leur intérêt reconnu depuis
longtemps pour la planétologie. Il s'agit donc d'une
région exceptionnellement adaptée à ce type de
travail. Il pourrait être financé conjointement par le
Pacific Northwest National Laboratory (Richland, WA)
et l'UPMC, en collaboration avec Steve Reidel (PNNL).
Dyking dans la PIG éthiopienne
Le projet éthiopien continuera et justifiera qu'un étudiant en thèse s'y consacre. Les essaims de dykes sont
très nombreux en Ethiopie, en Erythrée et au Yémen mais demeurent mal connus malgré leur potentiel pour les
reconstructions paléotectoniques. L'inventaire total des essaims et des dykes qui les constituent doit être
entrepris, et sans doute la majeure partie des datations de dykes publiées doit être revue car trop anciennes
(K/Ar). Les centres d'injection restent à déterminer, de même que les types de réservoirs géochimiques. Des
cartes de paléocontraintes doivent être produites à terme, et renseigneront de façon claire sur la géodynamique
de la région depuis l'impact du point chaud.
Lois de distribution des longueurs pour des dykes et implications pour l'éruptivité des
dykes
La distribution en puissance des longueurs pour
des populations de fractures est bien comprise pour
les fractures sans magma, mais pour des dykes il
apparaît que la seule étude détaillée soit celle
reportée ici [S2]. Les premiers résultats montrent
que les dykes suivent effectivement une loi en
puissance, mais suggèrent aussi des subtilités dans
la distribution qui ont été interprétées en terme de
dykes éruptifs et non éruptifs. L'influence de la mise
en place des dykes sur la loi d'échelle semble aussi
apparaître dans la distribution. Ces résultats ne
concernent cependant qu'une seule population de
dykes, et il doit être confirmé par d'autres études
dans d'autres régions. Une fracture de dyke ne se
propage pas, en effet, comme une fracture "vide".
Le taux d'approvisionnement en magma détermine la
distance de propagation, l'équilibrage de la densité du
magma avec la densité de la roche encaissante
détermine en partie la direction de l'écoulement et donc
la propagation de la fracture, et habituellement une
population de dykes n'est pas constituée de fractures qui
se lient mécaniquement (contrairement aux segments
d'un même dyke) au fur et à mesure que la dilatation
crustale se fait. Pour ces raisons, l'accord observé entre
la distribution des longueurs de dykes et une loi de
puissance reste à expliciter, et ses variations de détail
doit être étudiée minutieusement à partir de nombreux
jeux de données pour pouvoir être interprétée de façon
certaine.
59
Nouveaux chantiers
Mars et l'Afar
Le nombre de géologues statutaires travaillant régulièrement en tectonique et en volcanisme planétaires est
de l'ordre de 10 dans le monde. Il existe donc de nombreux chantiers inexplorés. De façon étonnante, un sujet
autour duquel de nombreux chercheurs ont tourné ces dernières années sans avoir fait le pas décisif est celui de
la comparaison de la tectonique de rift sur Terre et sur les autres planètes à la lumière des progrès récents
effectués dans la connaissance des rifts volcaniques terrestres. Il existe des ressemblances frappantes entre les
rifts de la région de Tempe Fossae, sur Mars et l'Afar [S1] qui doivent être approfondies pour en tirer les
conséquences pour Mars. Un tel travail pourrait être entrepris en collaboration avec Isabelle Manighetti (IPGP).
Autres chantiers
Les autres chantiers qui pourraient être ouverts comprennent l'étude des calderas des grands volcans
martiens, en collaboration avec Tim Druitt (Univ. Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand) dans le cadre d'un sujet de
thèse, l'étude de la tectonique extensive du plateau abyssin en relation avec sa charge volcanique, en
collaboration avec Andrea Borgia (actuellement à l'Univ. Blaise-Pascal), et l'étude morphostructurale du système
de canyons de Valles Marineris sur Mars, avec les nouvelles données d'altimétrie MOLA et l'imagerie haute
résolution qui sera acquise par la sonde Mars Express.
II.
Projet pédagogique
Il apparaît avec les nouvelles données des sondes d'exploration du système solaire qu'une nouvelle réflexion
sur les mécanismes et processus géologiques terrestres. La géologie n'est plus une science de la Terre, mais une
science des planètes, et la tectonique des plaques et ses conséquences ne constituent que l'une des formes que
prend la géologie à un moment dans un système solaire donné.
Une question simple illustre les questions que pose la planétologie actuellement : qu'est-ce qu'un rift ? Est-ce
uniquement possible dans un contexte de plaques mobiles avec recyclage de croûte pour compenser
l'ouverture ? A partir de quelles dimensions un graben devient-il un rift, doit-il être lithosphérique ? Que faire si la
notion de lithosphère est caduque, ou si la croûte est constituée de glace uniquement ?
Un planétologue peut se faire son idée à ce sujet, mais l'ensemble de la communauté des sciences de la
Terre, étudiants et enseignants, et a fortiori les élèves plus jeunes, n'est pas armée de la même façon.
Lorsque cela est possible, il est donc dans mes préoccupations de montrer dans mes enseignements ayant
trait à des processus terrestres, quels sont les analogues extraterrestres, et quelles informations supplémentaires
les autres planètes apportent à la compréhension du phénomène.
Afin de faire partager ces réflexions à la communauté intéressée, j'envisage d'écrire un livre sur ce sujet à
l'usage des étudiants tous cycles confondus, en visant en particulier la filière des Sciences naturelles en raison du
rôle éducatif qu'auront ces étudiants lorsqu'ils seront en poste. Ce livre serait également destiné enseignants
dans les collèges, lycées et universités qui ont en charge l'enseignement des rudiments de planétologie. Ce livre
passerait en revue de nombreux thèmes de la géologie classique et montrerait comment chaque planète ou
satellite s'est accommodé de la question. Certains de ces thèmes pourraient être :
La tectonique des plaques
[pourquoi sur Terre et pas ailleurs]
La circulation dans le manteau
[ce que l'on sait du manteau des autres planètes]
Les points chauds
[existe-t-il un type unique de point chaud]
La cratérisation d'impact
[l'évolution commune des planètes du système solaire]
La tectonique d'impact comme processus géologique
[les météorites comme intervenants majeurs dans le façonnement morphostructural du système solaire]
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L'interprétation des anomalies magnétiques
[anomalies terrestres, anomalies martiennes]
Les rifts
[qu'est-ce qu'un rift]
Les océans
[qu'est-ce qu'un océan, une tectonique de plaques est-elle nécessaire ?]
Le volcanisme et la gravité
[comment la gravité d'une planète influe sur le volume, la nature et la morphologie du volcanisme]
Le cycle hydrologique
[les cycles terrestres et martiens, les satellites de glace]
Les cycles sédimentaires
[les différences entre les cycles des différentes planètes]
Les conditions géologiques du développement de la vie
[les niches écologiques possibles]
Les processus géomorphologiques dominants
[rôles de l'eau, du vent et des micrométéorites dans la morphogenèse des corps planétaire]
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