Annotations coursII

Annotations des Figures du COURS II
Figure 7 : Profil Sismique COCORP (ligne en trait épais) traversant la province
tectonique du ‘Bassin and Range’ au Sud Ouest des Etats-Unis (Allmendinger et
al., 1987). Cette ligne s’étend sur plus de 1000 km de long et donc procure une
imagerie, non seulement des structures superficielles utiles pour la prospection
des hydrocarbures et des mines, mais aussi de l’ensemble des traits structuraux
contenus dans la croûte.
Figure 8 : Topographie digitale du Sud-Ouest des Etats-Unis (Carte de l’US
Geological Survey). Notez l’allure de la succession de bassins et montagnes
orientés NE-SW dans la province du ‘Bassin and Range’. Le profil de sismique
réflexion de la Figure précédente traverse cette Province.
Figure 9 : Sections de sismiques réflexions imageant les structures profondes
du ‘Bassin and Range’ (Allmendinger et al., 1987). Notez que la discontinuité
Moho est à 30 km de profondeur et que cette surface est quasi sub-horizontale,
bien que la surface ait une élévation moyenne de l’ordre de 1.5 km.
Figure 10 : Types de structures crustales possibles pouvant accommoder
l’extension qu’enregistre présentement la province tectonique du ‘Bassin and
Range’ (Allmendinger et al., 1987). Cette extension peut soit être accommodée
par des structures cassantes très superficielles ou des structures couvrant
l’ensemble de la croûte.
Figure 11 : Profil de sismique réflexion traversant la chaîne Himalayenne et
s’étendant sur le Plateau du Tibet (Nelson et al., 1996). Notez le plongement de
la croûte indienne en dessous de la chaîne Himalayenne.
Figure 13 : Sismicité générée autour du Bassin Méditerranéen (points en rouge)
couvrant la période de 1964 jusqu’à présent et publiée par le Centre
International de Sismologie (ISC). Les triangles bleus représentent les stations
sismiques qui ont servies à enregistrer cette sismicité.
Figure 14: Les points en rouge et les triangles verts représentent les séismes
ayant une magnitude inférieure à 4.5 et supérieure ou égales à 4.5,
respectivement. Noter que les Hauts Plateaux Algériens et la Meseta Marocaine
se déforment très peu, car très peu de séismes y sont localisés. Notez que les
séismes les plus dangereux sont localisés le long de la Chaîne Tellienne
couvrant surtout l’Oranie, l’Algérois et la Kabylie.
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Figure 15 : Notez que le séisme d’Agadir de 1960 bien qu'ayant une faible
magnitude (5.7) a occasionné 12000 morts. Ceci est du essentiellement aux
dimensions finies du Bassin élevée de Sousse, dans lequel a eu lieu le séisme.
Un phénomène de réverbération ou de résonance des ondes à trois dimensions,
dans leur propagation dans cette cuvette sédimentaire suspendue en altitude, a
engendré la catastrophe.
Figure 16 : Topographie digitale de la région Maghrébine (Thèse de Doctorat
de W. Beauchamp de l’Université de Cornell, Ithaca, N.Y., USA, 1998).
Figure 17: Les points en rouge et les triangles verts représentent les séismes
ayant une magnitude inférieure à 4.5 et supérieure ou égale à 4.5,
respectivement. Noter que les Hauts Plateaux Algériens et la Meseta Marocaine
se déforment très peu, car très peu de séismes y sont localisés. Notez que les
séismes les plus dangereux sont localisés le long de la Chaîne Tellienne
couvrant surtout l’Oranie, l’Algérois et la Kabylie.
Figure 18: C'est la première carte physio géographique de la région Maghrébine
établie par Weldon Beauchamp de l'Université de Cornell, New-York en 1998.
Cette carte dresse une différenciation entre les différentes provinces tectoniques,
sur la base de leurs histoires géologiques et séismotectoniques respectives. Il est
évidemment impossible d'assurer cette classification sans le paradigme
fondamental des Sciences de la Terre: la tectonique des plaques. La collision
entre la plaque Africaine et la plaque Eurasienne a édifiée une chaîne de
montagne sismiquement active en bordure des deux plaques: l'Atlas Tellien, le
Rif et les Alpes à l'autre bordure de la plaque Eurasienne. L'Atlas Saharien et le
système Atlasique Marocain sont des chaînes de montagnes actives aussi, mais
localisées loin de la bordure d'affrontement inter plaque; on les appelle des
montagnes intracontinentales. A l'origine ces chaînes intra plaques étaient des
"Rifts" qui se sont formés lors de l'ouverture de l'Océan Atlantique. Ensuite
quand la plaque Africaine est rentrée en collision avec l'Eurasie, il y a de cela
50-60 millions; ces rifts ont commencés à se refermer et édifier les actuel chaîne
de montagnes intracontinentales. Entre l'Atlas Tellien et l'Atlas Saharien se
trouvent les Hautes plaines; un bloc rigide non sismiquement actif et se dressant
à environ 1 km d'élévation. Il apparaît bel et bien évidemment qu'il est
impossible d'édifier un programme de prévention séismique efficace sans
comprendre les processus tectoniques qui ont sculptés la surface et la structure
profonde de la lithosphère maghrébine.
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Figure 20 : Vue aérienne du fond océanique de l'Océan Indien et de l'Océan
Atlantique à partir des données bathymétrique de B.C. "Heezen and M. Tharp",
1977. Notez que le milieu de l'Océan Indien est parcourue par une immense
échancrure ou vallée qui n'est que la dorsale Médio Océanique; source de
production de magma et de fabrication de la lithosphère océanique. Cette dorsale
est parcourue transversalement par des failles transformantes fonctionnant en
coulissage, et accommodant les différences des taux d'expansions à la dorsale
d'un point à un autre. Notez que la Mer Rouge est parcourue aussi au centre par
une Ride Médio Océanique. Cette Ride se prolonge jusqu'au "Rift East Africain"
et marque ainsi l'expansion de l'Océan Indien.
Figure 21 :Les échancrures, les fossés ou les vallées étroites et profondes
observées à droite sur le plancher de l’Océan Pacifique, représentent les fosses
océaniques: début du contact inter plaque entre la plaque océanique Pacifique et
les plaques continentales Indo Australienne (au Sud) ou Eurasienne (au Nord).
Figure 22: Notez la profondeur superficielle de l’axe central de la ride médio
océanique, et le caractère profond et symétrique de part et d’autre des deux
flancs de la ride.
Figure 23: Carte topographique de la surface des continents et du plancher
océanique. Au 17ème Siècle Francis Bacon nota que les contours des continents
s'imbriquaient de manière complémentaire; à l'image du continent SudAméricain et Africain. A la fin du 19ème Siècle Eduard Suess a même
reconstitué à l'aide d'un puzzle un méga continent duquel aurait éventuellement
dérivé des continents plus petits. Au début du 20 ème Siècle Alfred Wegener
justifia cette dérive des continents; en montrant la similitude des affleurements
géologiques existant de part et d'autre de ces continents. De même il a fourni le
parallélisme de la faune et des espèces biologiques et animales y vivant de part
et d'autres. Ces nouvelles données observationnelles allaient scinder la
communauté scientifique en deux camps: les"dérivistes" qui croient en la dérive
des continents et les "fixistes" qui rejette en bloc cette idée. A la fin de la
seconde guerre mondiale, un programme scientifique américain a commencé à
fournir les premières observations de la topographie des fonds océanique (Voir
Figure 2). Ces cartes allaient permettre à Harry Hess en 1960, de déduire que la
lithosphère océanique se fabriquait aux rides Médio Océaniques. Cette idée fut
confirmé par "Vine and Mathews" en 1963 et "Morley and Larochelle" en 1964
qui ont expliqué la symétrie des anomalies magnétiques de part et d'autre de la
ride médio océanique; par le concept préconisé par Harry Hess.
Figure 24: Distribution spatiale de l’age des roches volcaniques de part et
d’autre des rides médio océaniques. Les affleurements en rouge ont un age très
récent. Ceux en bleues peuvent avoir jusqu’à 100 Millions d’années.
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Figure 25: Illustration de l’idée de Harry Hess, 1960. Ouverture océanique et
création du plancher océanique à la Ride.
Figure 26: La plus longue montagne au monde (en feux et dans un contexte en
divergence) n’est pas en surface mais dans les océans.
Figure 27: L. Sykes de l’Université de Columbia, Lamont Doherty, Palisades,
N.Y., 1967, démontra que les séismes localisés dans la Mer Rouge avaient un
mécanisme extensif et donc consolida l’idée d’expansion océanique suggérée
par Harry Hess, 1960. Figure de Al-Lazki et al., 2002.
Figure 28: Types de failles sismiques normales générées en contexte extensif.
Un bloc s’effondre par rapport à un autre.
Figure 29: Types de failles sismiques inverses ou en chevauchement, générées
en contexte de tectonique en compression. La faille destructive du séisme d’El
Asnam 1980 (magnitude=7.3) aura occasionné plus de 3000 morts et a engendré
la destruction quasi-totale d’une très belle petite ville. Cette faille était une faille
inverse ayant une longueur de l’ordre de 40 km, une profondeur de 15 km et un
déplacement relatif maximal de l’ordre de 6.6 m.
Figure 30: Type de failles sismiques en décrochements, générées en contextes
tectoniques où il y a présence de compression et d’extension ayant des
amplitudes globalement égales. La grande faille de San Andréas à l’Ouest des
Etats-Unis a un mécanisme en décrochement.
Figure 31: Vines and Matheux, 1963 et Morley and Larochelle, 1964; utilisant
les mesures du champ magnétique terrestre de part et d’autre de la ride
démontrent que la symétrie des anomalies observées, de part et d’autre de la
ride, peuvent aisément s’expliquées par l’idée d’expansion océanique proposée
par Harry Hess, 1960. En effet le magma éjecté à la ride, en se refroidissant va
figer le champ magnétique rémanent de l’époque, et de ce fait le plancher
océanique devient un véritable enregistreur de l’histoire des inversions du
champ magnétique terrestre. Ces observations du champ magnétique confortent
de manière supplémentaire l’idée d’expansion océanique proposée par Harry
Hess, 1960.
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Figure 32 : Hugo Bénioff de Caltech en Californie démontre l’existence de
plans inclinés constitué de séismes, localisés jusqu’à plus de 600 km tel
représenté par la Figure (a) ci-dessus. Cette portion séismique inclinée s’étend
sur une longueur horizontale de plus de 650 km (voir le schéma de section
horizontal de la Figure (b)). Cette séismicité à l'allure géométrique continue de
la surface jusqu’à des profondeurs de plus de 600 Kms est restée à l’époque une
véritable énigme qu’on n’arrivait pas à expliquer et justifier. Bénioff proposa
l’idée d’une faille inverse s’étendant jusqu’à 600 km. Cette idée s’avéra être
incorrecte; c’est plutôt une lithosphère océanique qui plonge très profondément
dans le manteau. La Figure qui suit en procure la démonstration. Cette
observation allait avoir des implications énormes quant à la dynamique qui
régissait globalement la déformation et le volcanisme observés à la surface de la
Terre.
Figure 33: Cette Figure représente, l’observation clé sur laquelle s’est articulée
la découverte du concept de la tectonique des plaques, unifiant ainsi toutes les
observations et paradigmes cumulés depuis le 17ème siècle jusqu’aux années
1960. Au Sud Ouest de l’Océan Pacifique, aux Nouvelles Hébrides, Bryan
Isacks, Jack Oliver et Lynn Sykes (de l’Université de Columbia, Lamont
Doherty, Palisades à New York), ont mené une expérience séismique. Ils ont
déployés des stations séismiques (triangles) de part et d’autre de la fosse
océanique. Le cercle plein représente un séisme profond. Ils ont remarqué que
l’onde P généré par le séisme profond, empruntant le trajet (a), et enregistrées
par les stations A localisées à l’avant de la fosse océanique, étaient
considérablement atténuées. Par contre les ondes P empruntant le trajet (b), et
enregistrées par les stations B localisées à l’arrière de la fosse, avaient des
amplitudes considérablement plus grandes que celles enregistrées en A. Ils ont
en déduit que forcément la lithosphère océanique fabriquée aux rides (Harry
Hess, 1960; Vine and Mathews, 1963; Morley et Larochelle, 1964) subductait
aux fosses océaniques et permettait la conduction efficace des ondes; justifiant
ainsi leurs très grandes amplitudes. C'est ainsi que le concept de plaque
tectonique est né. La plaque océanique né à la ride et est consommée à la fosse.
Bien que le concept de plaque est extrapolable aux continents. L'évolution de
ces dernières dans le temps, ainsi que les mécanismes qui régissent leurs
déformations intrinsèques, est de loin plus complexe que celles des plaques
océaniques.
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Figure 34 : Bloc diagramme schématique extrait du manuscrit de Bryan Isacks,
Jack Oliver et Lynn Sykes publié en 1968. Ce diagramme schématique
représente la dynamique à partir de laquelle la plaque océanique prend
naissance, et son inter réaction avec la plaque continentale. La plaque océanique
est fabriquée aux rides et est assimilée par le manteau, en travers sa subduction
aux abords des plaques continentales. Le taux d’expansion variable le long de
l’axe central de la dorsale médio océanique est accommodé par les différentes
failles transformantes. A la gauche du schéma vous remarquerez qu’une faille
transformante sépare deux zones de subduction. Les recherches récentes
montrent, que les éruptions magmatiques au centre de la ride proviennent de la
surface du noyau (2900 km de profondeur) et a permis d’ériger la montagne la
plus longue au monde (localisée au fond des océans). Bien que le contexte
tectonique et un contexte en extension ne permettant pas de générer une
montagne ; le refroidissement du magma ascendant au contact de l’eau fige cette
ascension et fabrique une topographie, grossièrement, au milieu de la quasi
majeure étendue des océans de ce monde.
Figure 35: La structure 12 représente la ride médio océanique. La faille 9
engendrant un offset dans l’expansion de la ride correspond à une faille
transformante. La chaîne volcanique 6, 7, 14 et 15 représentent les arcs
volcaniques liés à la subduction de la plaque océanique. Le volcanisme 11
correspond à un ‘hot spot’ ou point chaud. Les régions les plus profondes de
l’océan 13 , 18 et 8 correspondent aux contacts entre la plaque océanique et la
plaque continentale: ceux sont les fosses océaniques.
Figure 36: La cinématique des déplacements ayant lieu aux proximité de la ride
(extensif), d’un hot spot (marqueur de déplacement) et de la fosse océanique qui
plonge (mouvement de compression relativement à la plaque continentale).
Figure 37: La ride médio Atlantique émerge en surface en Island (Sud Est du
Groenland). Les débris volcanique issus de cette ride constituent une menace
réelle pour les avions provenant d’Europe et allant vers l’Amérique. Le
gouvernement Islandais a institué un réseau d’alerte pour tous les vols aériens
traversant la région, quant à l’existence de ces aérosols volcaniques dans
l’atmosphère.
Figure 38: Visualisation en surface de la géométrie de la ride médio Atlantique
traversant l’Island.
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Figure 39:
Les activités volcaniques qui peuvent éventuellement se
déclenchées en Island. Les ténèbres illuminés par ces feux volcaniques.
Figure 40: Les sources hydrothermales chaudes, accompagnant le paysage de
la ride médio Atlantique émergeant en surface en Island.
Figure 41: Localisation des rides médio océaniques (en rouge ou violet), des
zones de subduction (en noir) et des points chauds (en orange).
Figure 42: Après la publication du célèbre papier de "Isacks, Oliver and Sykes"
en 1968 qui posait les jalons fondamentaux de la découverte de la tectonique des
plaques; Barazangi and Dorman, 1974 ont eu l'idée d'entreprendre, un travail
informatique gigantesque, avec les ordinateurs archaïques de l'époque, de
représenter sur une carte, la séismicité mondiale de 1961 à 1967. Les résultats
auxquels ils sont parvenus ressemblent grandement, à la Figure ci-jointe obtenu
du site internet d'Iris à Washington D.C. aux Etats-Unis www.iris.edu; qui
procure en temps réel la séismicité instantanée aussi bien que la séismicité
globale à l'échelle des cinq dernières années. L'observation de la distribution
spatiale de cette séismicité du monde, n'est pas du tout distribuée aléatoirement
mais est confinée le long de segments de polygones qui s'imbriquent
parfaitement l'un dans l'autre. Autrement dit les séismes sont le résultats d'inter
réaction inter plaques localisés en leurs bordures respectives. D'autres parts les
séismes profonds sont exclusivement distribués aux abords des zones de
subduction où les lithosphères océaniques plongent.
Figure 43: Meme que celle de ci-dessus.
Figure 44 : La surface de la Terre est constituée d'une douzaine de plaques inter
réagissant l'une avec l'autre, tel illustré par cette Figure. Bien avant que les
technologies spatiales tel GPS et l'interférométrie Radar ne soient nés; de
simples considérations géométriques sur une surface sphérique, conjointement
avec les taux d'expansion océaniques connus ou les déplacements occasionnés
par les séismes, ont permis à certains auteurs, W.J. Morgan, 1968; X. Le Pichon,
1968; D. McKenzie 1972, de quantifier la vitesse moyenne de déplacement, de
cette douzaine de plaques.
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Figure 45: Carte topographique de la surface des continents et du plancher
océanique. Au 17ème Siècle Francis Bacon nota que les contours des continents
s'imbriquaient de manière complémentaire; à l'image du continent SudAméricain et Africain. A la fin du 19ème Siècle Eduard Suess a même
reconstitué à l'aide d'un puzzle un méga continent duquel aurait éventuellement
dérivé des continents plus petits. Au début du 20 ème Siècle Alfred Wegener
justifia cette dérive des continents; en montrant la similitude des affleurements
géologiques existant de part et d'autre de ces continents. De même il a fourni le
parallélisme de la faune et des espèces biologiques et animales y vivant de part
et d'autres. Ces nouvelles données observationnelles allaient scinder la
communauté scientifique en deux camps: les"dérivistes" qui croient en la dérive
des continents et les "fixistes" qui rejette en bloc cette idée. A la fin de la
seconde guerre mondiale, un programme scientifique américain a commencé à
fournir les premières observations de la topographie des fonds océanique (Voir
Figure 2). Ces cartes allaient permettre à Harry Hess en 1960, de déduire que la
lithosphère océanique se fabriquait aux rides Médio Océaniques. Cette idée fut
confirmé par "Vine and Mathews" en 1963 et "Morley and Larochelle" en 1964
qui ont expliqué la symétrie des anomalies magnétiques de part et d'autre de la
ride médio océanique; par le concept préconisé par Harry Hess.
Figure 46: Le véritable moteur permettant aux plaques tectoniques de se
déplacer à la surface de l'asthénosphère sur des milliers de kilomètres c'est la
convection (Turcotte et Schubert, 1982). Le courant magmatique ascendant aux
rides médio océaniques fabrique la plaque océanique qui à son tour à cause de
son refroidissement, va acquérir une densité volumique de plus en plus grande
qui va engendrer son plongement sous l'effet de son propre poids. Ce
plongement va entraîner l'enfoncement de la plaque, son assimilation partielle et
son entassement sur la surface du noyau (à 2900 km de profondeur).
L'assimilation de ces plaques subductantes va engendrer le processus inverse. En
effet, compte tenu que la densité de la plaque va considérablement diminuer à
cause de la température et de la pression; cela va entraîner son ascension par le
biais des méga panaches, qui procurent le magma aux rides océaniques. Ce
processus de plongement et d'ascension entretenu essentiellement par la gravité
et le gradient thermique est appelé convection du manteau.
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Figure 47: Cette Figure clarifie l'état de contraintes qui est à l'origine de
l'existence des séismes dans les lithosphères plongeantes aux zones de
subductions (Isacks and Molnar, 1971). Les cercles pleins désignent des séismes
avec un mécanisme extensif, alors que les cercles non pleins correspondent à des
séismes ayant un mécanisme compressif. Si la plaque subducte à vitesse
modérée et à faible profondeur (a), alors les séismes localisés proche de la zone
de contact inter plaque auront un mécanisme extensif: Le poids du bout de
plaque subductant exerce une extension sur les roches de contact, à l'image d'un
ressort tendu par le poids qui lui est accroché au bout, et que ce ressort est
suspendu au plafond. Si la plaque subducte profondément (b); alors la résistance
que rencontre la plaque dans sa progression devient de plus en plus grande à
mesure qu'elle s'enfonce profondément dans le manteau. Il s'en suit donc que le
mécanisme des séismes profonds, sera compressif. Pour passer de l'extension en
surface à la compression en profondeur on doit nécessairement passer par une
zone d'ombre de profondeur intermédiaire (> 100 Kms et < 300 Kms) où la
séismicité est relativement faible. En effet à cette profondeur la plaque subit très
peu de déformation. Si la plaque subducte à grande vitesse (c) alors l'ensemble
des séismes superficiels (<100 km) intermédiaires(>100 Kms et <300 km) et
profonds (> 300 km) auront un mécanisme en compression. Enfin, il se pourrait
que la plaque subductante ne soit pas continue et qu'un bout de la plaque s'en
détache (d).
Figure 48: Etude de la déformation du plateau du Tibet sous l'effet de la
convergence de l'Inde vers l'Eurasie. Exemple type de la déformation complexe
à grande échelle des continents; et qui répond à des lois beaucoup plus
complexes que celles des plaques océaniques. En effet dépendamment de
l'orientation de la faille le mécanisme de déformation varie considérablement
(Molnar and Tapponnier, 1975). Donc le simple scénario de compression avec
failles inverses n'est pas retrouvé au Tibet quant à sa déformation globale. Ceci
ne peut etre justifié que par les processus profonds agissant en profondeur à
l'aplomb de la lithosphère Tibetean.
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Figure 49: La migration et le piégeage des huiles sont largement contrôlés par
l'histoire tectonique auquel aura été soumis le bassin sédimentaire productif. Il
s'en suit que la tectonique des plaques fournit l'outil de base fondamentale pour
déchiffrer cette histoire tectonique. Ci-joint la distribution spatiale et le contexte
tectonique des gisements d'huiles (couleur foncée) et de gaz (couleur claire)
dans la région de collision des Zagros entre la plaque Arabique et la plaque
Eurasienne (Seber et al., 2000). Notez que l'étendue et la morphologie
structurale de l'ensemble de ces gisements est largement contrôlée par les
contraintes tectoniques régionales compressives engendrées par la collision inter
plaque. Plus au Sud-Ouest le champ de contraintes compressif interfère avec le
champ extensif engendré par l'expansion du "Gulf d'Aden" et le coulissage de la
zone de fracture de Owen Murray localisée au large de l'Océan Indien.
Figure 50: La migration et le piégeage des huiles sont largement contrôlés par
l'histoire tectonique auquel aura été soumis le bassin sédimentaire productif. Il
s'en suit que la tectonique des plaques fournit l'outil de base fondamentale pour
déchiffrer cette histoire tectonique. Ci-joint la distribution spatiale et le contexte
tectonique des gisements d'huiles (couleur foncée) et de gaz (couleur claire)
dans la région de collision des Zagros entre la plaque Arabique et la plaque
Eurasienne (Al-Lazki et al., 2002). Notez que l'étendue et la morphologie
structurale de l'ensemble de ces gisements est largement contrôlée par les
contraintes tectoniques régionales compressives engendrées par la collision inter
plaque. Plus au Sud-Ouest le champ de contraintes compressif interfère avec le
champ extensif engendré par l'expansion du "Gulf d'Aden" et le coulissage de la
zone de fracture de Owen Murray localisée au large de l'Océan Indien.
Figure 51 : La surface de la Terre est constituée d'une douzaine de plaques inter
réagissant l'une avec l'autre, tel illustré par cette Figure. Bien avant que les
technologies spatiales tel GPS et l'interférométrie Radar ne soient nés; de
simples considérations géométriques sur une surface sphérique, conjointement
avec les taux d'expansion océaniques connus ou les déplacements occasionnés
par les séismes, ont permis à certains auteurs, W.J. Morgan, 1968; X. Le Pichon,
1968; D. McKenzie 1972, de quantifier la vitesse moyenne de déplacement, de
cette douzaine de plaques.
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