Convergence et flexion de la lithosphère - Perso-sdt

01/12/2015
Master 2
Géosciences
Brest
UE Processus Géodynamiques
2015
Partie D- Mécanismes de la convergence
lithosphérique (16h CM)
Jacques Déverchère, 3h
Convergence et flexion
de la lithosphère
Mardi 1er décembre 2015
Objectifs de la séance
• Appliquer les notions théoriques de mécanique de
la lithosphère aux objets géologiques en
convergence
Te: combien, comment? La flexion existe-t-elle?
• Percevoir les approches méthodologiques utilisées
et le développement des questions scientifiques
Comment « voir », détecter, la réponse en flexion? Qu’est-ce
que ça révèle?
• Identifier les principaux facteurs qui déterminent la
réponse en flexion en convergence
Quels sont les cas fréquents? Quelle amplitude, quelle
longueur d’onde? Quels contrôles, au-delà de Te?
1
01/12/2015
Plan
• 1. Introduction, problématique
– A. Notion d’enveloppe rhéologique (rappel)
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– A. Couplage frontal faible et « roll-back »: bassins marginaux
– B. Couplage frontal fort et collision: chaînes liminaires, flambage
– C. Déformation de la plaque inférieure: « Bulge », Bassin flexural
(d’avant-pays)
• 3. Inversion des marges passives (naissance des subductions)
–
–
–
–
A. Cycle de Wilson et devenir des marges passives
B. Rôle de la transition continent-océan (COB)
C. Inversion de failles normales?
D. Application : marges méditerranéennes
• 4. Conclusions
• 1. Introduction, problématique
Principes pour bâtir des modèles
rhéologiques long terme de rigidité:
• Classique: plaques décrites comme rigides et élastiques à
•
•
•
l’échelle des temps géologiques
« Croûte forte, faille faible »: Résistance de la croûte
gouvernée non par la rupture mais par le glissement (loi de
frottement de Coulomb avec une valeur du coefficient de
« friction » en accord avec celle mesurée en laboratoire de 0.6 à
1.0 [Byerlee, 1978])
Tout se passe comme si la croûte supérieure est préfracturée
avec une contrainte de cisaillement maintenue à l’état critique
[Zoback et al., 1993]
Résistance élastique : correspond au maximum de contrainte
déviatorique que peut « soutenir » chaque couche avant la
rupture
2
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– A. Notion d’enveloppe rhéologique (rappel) =
YSE
Notion de résistance à la contrainte
Séismes
(« strength »): s différentielle
supportée avant rupture de la roche
- Géotherme : déduit du flux de chaleur
mesuré en surface ou du modèle de
plaque en refroidissement (notion d’âge
thermique)
- Transitions Fragile – ductile (TFD ou
BDT): multiples - sommet marqué par le
pic, base par une très faible résistance
- Dépendance du temps pour loi en
puissance
TFD
Séismes
TFD
Lois empiriques :
© C. Brunet
• domaine fragile :
• domaine ductile :
• 1. Introduction, problématique
– A. Notion d’enveloppe rhéologique (rappel): Résultats majeurs
Domaine cassant
1. la résistance fragile augmente avec la pression (profondeur)
2. la résistance est indépendante de la vitesse de déformation
3. la cohésion des roches est négligeable vis-à-vis des contraintes développées
dans la lithosphère.
Domaine ductile
1. la résistance diminue quand la vitesse de déformation diminue,
2. la résistance décroît avec la température et la profondeur,
Général
1.
2.
3.
4.
« Sandwich » rhéologique de la lithosphère (stratification)
Transitions fragile-ductile: progressives (matériaux composites)
Zones de découplage: rôle fondamental pour le style tectonique
La résistance dépend de la minéralogie des roches
« L'anélasticité a pour cause l'existence d'un « frottement » interne lié à des phénomènes physicochimiques complexes »
3
01/12/2015
• 1. Introduction,
problématique
– A. Notion
d’enveloppe
rhéologique (rappel):
rôle des fluides
undried granulite
- Flux de surface
constant (60
mW/m2)
- Moho à 40 km
« CLASSIQUE »
dry diabase
« Water has the potential
to influence lithosphere
strength dramatically »
-> Large « effect of small
amounts of water on creep
strength »
Continental shields
(north India?)
Conditions in
most continental
areas?
(Basé sur expériences en
laboratoire)
Jackson, 2004
• 1. Introduction, problématique
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
•
Isostasie locale
D’après E. Burov
-> notion de rigidité et de compensation régionale
4
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
Exemples qualitatifs: Mouvements verticaux associés à:
Le raccourcissement
L’étirement
État initial
Isostasie locale
(hydrostatique)
Isostasie
régionale
(rigidité
« flexurale »
rajoutée)
(avec bombement thermique)
L. Barrier, Paris
• 1. Introduction, problématique
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
Bending stress
E: Module de Young:
constante qui relie la
contrainte et la déformation
pour un matériau isotrope
D = rigidité flexurale
ν = coeff. de Poisson
Si E élevé, matériau rigide
h = EET = EEE = Te
D’après E. Burov
-> Te représente l’intégrale sur la profondeur des
contraintes en flexion par courbure (« bending
stress »): inclue contribution des champs cassants ET
ductiles
5
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
Application à une plaque
soutenant une
« charge »: Modèle
élastique classique de
flexion lithosphérique
- Notion de « EET » = Epaisseur
élastique équivalente
- « Cœur » élastique = couche quasi-élastique
séparant les champs de déformation cassants et
ductiles : couche compétente, portion « forte »
de la lithosphère, capable de soutenir des
charges sur de longues périodes de temps
w = vertical deflection of the plate
V0 = cutting force
M0 = boundary moment (both are associated with plate
boundary conditions such as slab pull, loading from the
upper plate, mantle drag and other forces)
- Moment M0 = F . X :
MOMENT DIT « DE
COURBURE » (exemple de la
règle élastique soumise à une
charge)
D’après E. Burov
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
Flexion:
Exemple du mont sous-marin
- Anomalie A > 0 : excès de masse (par rapport à la
zone basse voisine, car compensation régionale)
- Anomalie A < 0 : déficit de masse
- Anomalies bathymétriques aussi, mais atténuées au
cours du temps par sédimentation/érosion
D’après E. Burov
6
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
Flexion:
Exemple de la subduction
Effet visible aussi bien pour l’anomalie
à l’air libre que l’anomalie de Bouguer
(ou le géoïde)
A<0
A>0
D’après E. Burov
Carte du
géoïde
dans le
Pacifique
Echelle de
couleur:
- 3 m pour le
violet
+1 m pour le
rouge
Anomalie A > 0 : excès de masse
Anomalie A < 0 : déficit de masse
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
L’amplitude de l’AAL traduit une variation de régime tectonique
dans la zone arrière-arc et de couplage entre plaque
AAL
AAL
« outer swell »
AUTRES ANOMALIES:
• Anomalies de Bouguer = reflet des hétérogénéités de masse
sous la surface topographique (et sous le fond de la mer)
• Anomalies dites « isostatiques » (compensation d’Airy)
7
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
• Anomalies “isostatiques”: vont généralement dans le même
sens que les anomalies à l’air libre (“free-air gravity
anomalies”):
– > “sur-compensation” des reliefs à la fosse
– > “sous-compensation” des reliefs dans l’arc et l’arrière-arc
• -> Anomalies causées par l’équilibre dynamique imposé par
•
la convergence
Forces “dynamiques” -> fosse plus profonde et arc
volcanique à racine plus réduite que si seules les forces
isostatiques agissaient = déséquilibre isostatique permanent
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
Exemple: Carte d’anomalies au
niveau de l’Equateur (Amérique
du Sud) déduite de l’altimétrie
satellitale
¨AAL
+: ~50 mGal
associé au
bombement
externe
-: ~200 mGal
associé à la fosse
et au prisme
d’accrétion
+: ~200 mGal
associé à l’arc
8
01/12/2015
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
Problème : déterminer précisément Te pour les lithosphères océanique et
continentale
- Cas océanique:
assez simple,
consensuel
D’après E. Burov
• 1. Introduction, problématique
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
Problème : déterminer précisément Te pour les lithosphères océanique et
continentale
- Cas
continental:
compliqué,
controverses!
Difficulté venant du besoin de connaître les « internal loads », non toujours
visibles à la surface:
- 1. les densités (anomalies gravimétriques, mais aussi vitesses sismiques,
modèles thermiques)
- 2. la topographie (souvent altérée ou masquée)
Enjeu: établir une prédiction fiable:
- non biaisée par des erreurs de mesures sur (1) ou (2)
- en faisant une estimation réaliste de l’incertitude sur Te (forte dépendance
du choix du mode de calcul et des dimensions spatiales)
Te estimé par méthodes directes (forward modelling) ou inverses (spectrales):
- Relations entre anomalies gravimétriques et topographies analysées en
fonction de la longueur d’onde (transformées de Fourier 2D)
- Deux techniques:
- Cohérence de Bouguer: degré de corrélation entre anomalie de Bouguer et
topographie
- Admittance: fonction de transfert reliant gravimétrie à l’air libre et
topographie
9
01/12/2015
• 2. Convergence et transmission des
contraintes: le couplage (long terme)
Paramètre 1 : Variation des contraintes « aux limites » : vitesses
relatives et absolues des plaques
Vitesses absolue s:
- du slab: Vsub
- de la fosse/arc: Vt
- de la plaque supérieure: Vup
Vitesses relatives:
- Vd (déformation dans l’arrièrearc) = Vt – Vup:
-
Lallemand et al., 2005
+: extension -> couplage mécanique
faible
-: compression -> couplage
mécanique fort
- Vc (vitesse de convergence) =
Vsub+Vt: Toujours + mais variable
Ces vitesses résultent d’une combinaison de paramètres liées aux propriétés du slab, du
manteau asthénosphérique et de la plaque supérieure
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
Paramètre 1 : Variation des contraintes « aux limites » : vitesses
relatives et absolues des plaques
Lallemand et al., 2005
10
01/12/2015
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
Paramètre 2: interactions latérales liées aux variations de densité
croûte-manteau et des forces de volume
-> Lien non intuitif entre altitude et force de flottabilité horizontale
1. Force nette exercée par une colonne lithosphérique sur une autre:
(a)
(b)
(c)
Croûte épaissie, manteau amincie -> Force latérale vers la topographie basse [Cas intuitif, qui
existe au début de l’édification des orogènes]
Même topographie, mais les forces latérales se compensent -> Equilibre des forces [non intuitif]
Colonnes au soutien isostatique semblable, mais où une force latérale existe de la gauche vers la
droite [non intuitif]
croûte
manteau
Stüwe et Barr, 2001
Ref.
Ref.
Ref.
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
Paramètre 2 : interactions latérales liées aux variations de densité
croûte-manteau et des forces de volume
-> Lien non intuitif entre altitude et force de flottabilité horizontale
2. Cas d’une subduction avec fort couplage long terme: blocage de l’effondrement gravitaire
Champ de contraintes provenant des différences
d’énergie potentielle gravitationnelle en 3
points différents d’une zone de subduction
dans un stade « mature » (Andes):
(a) Partie stable, structure lithosphérique
standard
(b) Avant-pays: Croûte normale, manteau
épaissi
(c) Chaîne: Croûte épaisse, manteau très épais
-> Stade où l’extension côtière peut s’exercer et
où l’effondrement gravitaire est empêché
Stüwe et Barr, 2001
11
01/12/2015
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– A. Couplage frontal faible et « roll-back »: bassins marginaux
-
Vt > Vup
Pas d’épaississement crustal
-> Pas de problème
d’interactions latérales liées
aux variations de densité
croûte-manteau et des forces
de volume, …
… mais
perturbation
thermique liée à la
migration du « coin
asthénosphérique »
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– B. Couplage frontal fort et collision: chaînes liminaires, flambage
-
Vt < Vup
Compression transmise +
perturbation thermique
et mécanique (arc) ->
Problème d’interactions
latérales liées aux
variations de densité
croûte-manteau et des
forces de volume
Succession couplage fort/faible: pourquoi? Exemple de simulation
montrant le déplacement de la fosse au cours du temps pour une plaque
en subduction de plus en plus âgée (Faccenna et al., 2009):
Static and dynamic
loads that act on a
retro-foreland system
(modified after
Catuneanu 1997)
12
01/12/2015
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– B. Couplage frontal fort et collision: chaînes liminaires, flambage
Flambage
Burg et al., 1994
Typical folding
models for
continental
lithosphere
Oceanic lithosphere
Te ~40 km,
Burov, 2011
60 Ma
Continental lithosphere
Te 60 km, 250 Ma
Martinod et Davy, 1991
Continental
lithosphere
Te 80 km,
1000 Ma
Burov, 2011
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– C. Déformation de la plaque inférieure: Bulge, Bassin flexural (continent)
Transmission des contraintes: couplage, flexion
Burov, (2011)
Variations de Te dans la lithosphère continentale
“chargée” sur un bord (force F appliquée en bordure)
-> Déformation de la plaque inférieure: « Bulge »,
Bassin flexural (continent) – Modèle dit du “jelly
sandwich”
-> Interactions manteau-lithosphère: favorisent
l’initiation d’une subduction continentale sur des zones
« faibles » héritées (Burov & Cloetingh, 2010)
Code de couleur: rapport de la contrainte élastique sur la contrainte réelle
Si = 1 : zone élastique. Si <1: Déformation inélastique (= “weakening”)
Burov (2013)
-> Prisme orogénique: thrust-and-fold structures à
différents stades de la subduction continentale
26
13
01/12/2015
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– C. Déformation de la plaque inférieure: Bulge, Bassin flexural
Te pour la lithosphère continentale: cas de la plaque indienne
Exemple de divergence des modélisations directes
Jackson, 2004
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– B. Couplage frontal fort et collision: chaînes liminaires, flambage
Te pour la lithosphère continentale: cas de la plaque indienne
Exemple de divergence des modélisations directes
Watts & Burov, 2006
Te 60 km préféré ici
14
01/12/2015
Document d’appui: Flexion de la plaque indienne,
variations latérales et conséquences (séismes)
Flexure of the Indian Plate and intraplate
earthquakes
Roger Bilham, Rebecca Bendick and Kali Wallace
Proc. Indian Acad. Sci. (Earth Planet Sci.),112(3) 1-14 2003
The flexural bulge in central India resulting from India's collision
with Tibet has a wavelength of approximately 670 km. It is
manifest topographically and in the free air gravity anomaly and
the geoid. Calculations of the stress distribution within a flexed
Indian plate reveal spatial variations throughout the depth of
the plate and also a function of distance from the Himalaya. The
wavelength (and therefore local gradient) of stress variation is a
function of the effective elastic thickness of the plate, estimates
of which have been proposed to lie in the range 40-120 km. The
imposition of this stress field on the northward moving Indian
plate appears fundamental to explaining the current distribution
of intraplate earthquakes and their mechanisms. The current
study highlights an outer trough south of the flexural bulge in
central India where surface stresses are double the contiguous
compressional stresses to the north and south. The Bhuj, Latur
and Koyna earthquakes and numerous other recent reverse
faulting events occurred in this compressional setting. The
spatial gradient of stress exceeds 2 bars/km near the flexural
bulge. The overall flexural stress distribution provides a physical
basis for earthquake hazard mapping and suggests that areas of
central India where no historic earthquakes are recorded may
yet be the locus of future damaging events.
Document d’appui: Flexion de la plaque indienne,
variations latérales et conséquences (séismes)
The effective elastic thickness of the India Plate from receiver function imaging,
gravity anomalies and thermomechanical modelling
G. Hetenyi, R. Cattin, J. Vergne,
J-L. Nabelek
Geophys. J. Int. (2006)167,
1106–1118
RESULTS:
Moho à 40 km, socle à 5 km
Te is high under the Indian
continent (>60–70 km) :
coupling between crust and
mantle
Te drops to 30–40 km in a
transitional zone at 150–
200 km south of the MFT:
gradual decoupling
Te is as low as 20–30 km north
of the MFT : loss of the crustal
strength - elastic core here
resides in the mantle of the
India Plate = main support of
the Himalayan-Tibetan load
Altitude moyenne sur +/- 50 km
Modèle thermo-mécanique tri-couche et
contraintes géométriques (gris)
15
01/12/2015
Plan
• 1. Introduction, problématique
– A. Notion d’enveloppe rhéologique (rappel)
– B. Notion de flexion lithosphérique: isostasies, rigidité (rappel)
– C. Détection de la flexion: les anomalies gravimétriques
• 2. Convergence et transmission des contraintes: le couplage
– A. Couplage frontal faible et « roll-back »: bassins marginaux
– B. Couplage frontal fort et collision: chaînes liminaires, flambage
– C. Déformation de la plaque inférieure: « Bulge », Bassin flexural
(d’avant-pays)
• 3. Inversion des marges passives (naissance des subductions)
–
–
–
–
A. Cycle de Wilson et devenir des marges passives
B. Rôle de la transition continent-océan (COB)
C. Inversion de failles normales?
D. Application : marges méditerranéennes
• 4. Conclusions
3. Inversion des marges passives
(naissance des subductions?)
•
•
•
•
A. Cycle de Wilson et devenir des marges passives
B. Rôle de la transition continent-océan (COB)
C. Inversion de failles normales?
D. Application : marges méditerranéennes
16
01/12/2015
3. Inversion des marges passives
A. Cycle de Wilson et devenir des marges passives:
Problème et idée reçue
« Démarrage » d’une subduction:
Océan « mature »
PEU FAVORABLE
Rôle des marges passives?
Océan jeune (marginal)
FAVORABLE
Contraste entre 2 scenarii d’initiation de subduction, Cloetingh et al. (1989)
Relation contraintes
intraplaque - résistance:
les 2 augmentent avec
l’âge
-> Rapport contrainte
flexurale / résistance (R):
~indépendant de l’âge
-> Rôle important de la
sédimentation terrigène
(surcharge des marges):
R>1 si âge de marge
passive < 20 Ma
Rôle des forces externes et
des « weakness zones » ?33
3. Inversion des marges passives
A. Cycle de Wilson et devenir des marges passives:
Résistance de la marge
Evolution thermo-mécanique d’une marge jeune
Leroy et al. (2008)
Epaississement
thermique:
rapide
Amincissement
thermique
Epaississement
thermique :
plus lent
Amincissement
thermique
Partie étirée: d’abord mécaniquement faible, puis plus forte (épaisseur élastique)
que le continent après environ 20 Ma – Rôle moindre de la charge sédimentaire 34
17
01/12/2015
3. Inversion des marges passives
1. Cycle de Wilson et devenir des marges passives:
Forces appliquées
« nucleating » subduction:
« a large proportion of subduction zones are young »
Gurnis et al. (2004)
- Etat tectonique initial: zones de faiblesse préexistantes, rides, contraintes aux limites…
- Forces à vaincre: frottement sur failles (ou
croissance de zones de cisaillement) &
courbure de la plaque
- Subductions forcées:
-> Contrôle par la convergence cumulée (pas la
vitesse)
-> Etat compressif avant & pendant
Gurnis et
al. (2004)
Déformation plastique : se propage depuis une zone de faiblesse
(lithophère océanique de 30 Ma)
Force vs. Convergence: 3 stades
Mvt vertical arc = proxy de l’état de contrainte horizontal
35
3. Inversion des marges passives
B. Rôle de la COB (1)
Goren et al. (2008)
« Low-angle subduction may occur by interface rotation
rather than by sliding along the interface »
Scenarii d’évolution d’une marge
passive à l’équilibre isostatique par:
(b) Érosion & sédimentation
(c) Moindre densité du continent
(réchauffement)
-> Solution analytique: souscharriage océanique
par rotation de l’interface continentocéan (et pas glissement sur cette
limite)
-> Modèle analogique: activation
d’une déformation ductile sans
glissement sur COB
36
18
01/12/2015
3. Inversion des marges passives
B. Rôle de la COB (2)
(Nikolaeva et al., 2010)
Nikolaeva et al. (2010)
Evolution:
(1) Charriage du continent sur l’océan :
« OVERTHRUSTING », instabilité
convective
(2) Subduction (spontanée): délamination
du manteau océanique, déflexion
Contrôles par :
- Résistance ductile de la croûte continentale (1)
et du manteau lithosphérique sous-continental (2)
- Contraste de densité des manteaux continental océanique (2), mais pas âge de la LO
-> Facilitation si croûte inf. chauffée ou amincie
3. Inversion des marges passives
Bassin arrière-arc, Japon
37
C. Réactivation de failles
normales ? Parfois…
A
E
Iso-contour
Vp = 5.7
km/s
Zones en
compression
Kato et al. (2009)
38
19
01/12/2015
3. Inversion des marges passives
D. Application : marges méditerranéennes
Ligure, Algérie, Sicile
- onshore-offshore limits
- Geology: rear of Alpine belts
reworking Paleozoic terranes
- ZI-ZE major contact: the
AlKaPeCa and Liguria story
Control of the Tethyan slab
subduction
-> Rollback position different for Liguria: does
not follow the subduction rollback
-> Oceanic lithosphere of various ages
20, 10, 0 Ma
39
Gelabert et al. (2002)
3. Inversion des marges passives
D. Application : marges méditerranéennes
Ligurie:
Strong step of the basement
Segmented margin – Uplifted,
tilted block of Imperia
« Transition zones »: calcoalkaline/alkaline, serpentinized
mantle?
Style structural en
Ligurie N. :
discuté
Bigot-Cormier
et al., 2004
Bigot-Cormier et
al., 2004
Larroque et al.,
2009
40
20
01/12/2015
Modèle tectono-stratigraphique
Ligurie:
Zn prof. Striction:
4.5, 9, 30 km
Eee = Te initial : 0,
20, 30 km
APPROXIMATIONS:
-Volume crustal constant (océanisation négligée)
- Messinien: Durée 1 Ma, oscillation 500 m
-> Subsidence insuffisante de la marge Provençale dans ce modèle
Code: Kooi & Cloetingh,
1992
Durée
Rifting: 9
Ma
Rollet, 1999
Subsidence du bassin profond: anormale de ~800 m comparée à prédiction Parson-Sclater (Réhault, 1981)
Expl. 1: Subsidence initiale (21-18 Ma) de ce modèle: plus forte que celle prédite par ParsonSclater
Expl. 2: Combinaison Zn plus profond en marge Provençale + Contraintes compressives récentes
3. Inversion des marges passives
D. Application : marges méditerranéennes
Ligurie: Modèle thermo-mécanique et risques sismiques
« The sharp (COB) transition, in terms of both geometry and rheological
contrast, is a main factor in explaining the weakness of the margin. »
- Sharp transition
COB
-Structural and
rheological
heterogeneities
- Residual heat
- Thick crust
- Boundary conditions
(no significant role)
Béthoux et al. (2008)
42
21
01/12/2015
3. Inversion des marges passives
D. Application : marges méditerranéennes
Hamai et al., sous presse
3. Inversion des marges passives
D. Application : marges
méditerranéennes
Algérie: Calcul de la flexion
à la jonction de 2 plaques
convergentes de nature
différente
Données gravimétriques
(anomalies à l’air libre)
Empreinte majeure de la
flexion au pied de marge
Hamai et al.,
GJI (2015)
Modèle en flexion
W = déflexion (vers le haut ou le bas)
44
22
01/12/2015
Résultats:
flexion + et du Moho
modélisée sur
une zone
étroite en pied
de marge, en
aval de la TCO
– Epaisseur
élastique de
l’ordre de 10
km
Déflexion
verticale du
Moho : plus
grande au
centre (6-7
km) que sur
les bords (3
km)
Hamai et al.,
GJI (2015)
45
Algérie:
Hamai et al., GJI
(2015)
Comparaison avec
d’autres contextes,
interprétation
(Hamaï et al., 2015)
Mécanique de l’inversion:
- Déséquilibre isostatique en pied de
marge
- Flexion opposée de 2 plaques
- EET faible (10 km ou moins)
- Anomalies isostatiques: proches de
celles de marges actives
- Amplitude max. : en pied de marge
• Marge jeune, affaiblie thermiquement
• Localisation de l’inversion: rôle majeur du
« neck » issu du rifting, plus que d’une
faiblesse héritée de la TCO
• Propagation du front de déformation vers
le large: variable
• Influence probable de la charge
sédimentaire, de structures héritées et de
perturbations thermiques (Algérie) pour
localiser l’inversion
Maximum de flexion au sud de la TCO
-> Partie d’un ancien détachement ?
-> préfigure une future subduction?
c.c.
Modifié d’après
Hamai et al. (2015)
Rampe crustale:
héritage du
rifting?
46
23
01/12/2015
4. Conclusion (1)
- The behavior of lithospheric plates is largely conditioned by deformation at their
boundaries (e.g., collision)
- Lithospheric flexure is the most widespread mode of deformation of the
lithosphere as it is primarily related to the response of the lithosphere to the
vertical gravitational forces (plus additional boundary moments and vertical and
horizontal boundary forces).
- Te (strength of the plate) determines the wavelength & amplitude of flexure and
is highly variable, especially for continents, because of the rheological
heterogeneity and of changes in geodynamical parameters
- Plate coupling is either weak or strong, which determines the deformation of
the upper plate (extension -> marginal basins; compression -> mountain belt with
arc interaction)
- A strong coupling following a weak coupling may lead to arc subduction
- Plate coupling & geometry of plate contact control at first order the onset of
intraplate deformation, orogenic architecture, amount of mantle lithosphere
subduction and basin development
- Do not forget the 3D… (for instance, partinionning)
4. Conclusion (2)
1. Inversion des marges passives: j fréquent mais non spontané
-
Problématique majeure en géodynamique
Peu d’exemples naturels connus & écrits
2. Facteurs déstabilisants : nombreux processus simultanés
-
Rhéologie du manteau continental (et de la croûte):
-
-
Contrastes de densité ou d’épaisseur
Evolution thermique: perturbations ajoutées (slab)
Conditions aux limites: convergence, même très lente!
« Faiblesses » locales (hétérogénéités): COB, NF
Âge de la lithosphère océanique n’est pas un facteur prépondérant
3. Constat: insuffisance des modèles actuels
-
Numerous models, rare sites…
Hypothèses de départ: fortes ou trop simplifiées
Mauvaise détermination des paramètres utilisés
Faible résolution spatiale
4. Pistes à explorer:
-
Marqueurs directs: Zones de faille, COB, Moho, NF (Tomo. HR, RF…)
Marqueurs indirects: Distr. Vitesse, mouvements verticaux, flexion,
48
paléosismologie terre-mer
24