1. Manifestations du rifting 2. Conditions du rifting 3 - Perso-sdt

1.
Manifestations du rifting
n
A. La topographie
B. Les failles actives
C. La sismicité:
n
n
n
n
n
Plan
Distribution des épicentres et des foyers
Mécanismes au foyers et tenseurs de contraintes
D. Les mesures géophysiques:
n
n
n
Géodésie: déplacements en surface
Gravimétrie: anomalies de densité
Tomographie: anomalies de vitesse
2. Conditions du rifting
3. Concepts en jeu: tests, modèles d’évolution
4. Conclusions: comparaisons avec d’autres
rifts
1
Image SPOT panchromatique (résolution au sol 10 m)
2
Profils topographiques à travers les terrasses
de Taksimo
3
C. La sismicité:
Distribution des épicentres
MacKey et al.,
2010
Les failles actives et la sismicité
Sismicité 1962-1997: 110 000 séismes
4
Sismicité:
seuils
(a) Histogram of the total
number of earthquakes recorded
by BYKL network as a function
of time. Each bin holds 1 year of
data. (b) Frequency–magnitude
distribution for earthquakes
recorded from 2004 to 2010
within the BRS.
Radziminovich et al.,
2013b
Sismicité (suite): Profondeur des
foyers
Etudes antérieures à 2000
Vertlib, 1997
Sismicité 1962-1997
110 000 séismes
Déverchère et al., 1993
5
Histogramme global
n
n
n
n
613 séismes
Intervalle 2 km
Forme
régulière
1 séisme dans
le manteau
sup.
Sismicité (suite): Mécanismes au foyer
6
Map of the M ⩾ 2.8 seismicity from 1950 to 2008. (1) Epicenters of earthquakes within given
magnitude ranges. (2) Focal mechanisms in the lower hemisphere from first motions (by black)
and waveform inversion (by gray).
Focal mechanisms of Baikal rift system: Statistics – Ternary diagrams
Sankov et al., 2014
7
Variation du champ de contraintes et vecteurs glissement
Synthèse des vecteurs déplacement au Nord
du rift
8
D. Les mesures:
Géodésie
Equipe au départ à la gare d’Irkoutsk
Mesures GPS
Antenne
Récepteur
9
Champ de vitesse GPS 1994-1998 (référence: Irkoutsk)
· Pas de
déformation sur
la plateforme
sibérienne au
mm/an près
· Le rift s’ouvre à
une vitesse de 4
à 5 mm/an vers le
SE
· Les failles actives du sud du rift sont actuellement « bloquées »
10
taux
Taux de déformation d’après les
mesures GPS de 1994 à 2007
(Lukhnev et al., 2010)
e1=26.2 ´10-9yr-1
e2=-2.9 ´10-9yr-1
e1=11.8 ´10-9yr-1
e2=-18.1 ´10-9yr-1
e1=22.3 ´10-9yr-1
e2=-16.8 ´10-9yr-1
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Champ de vitesses GPS au sud du rift
(par rapport à l’Eurasie, ellipses à 95% de confiance)
3 à 4 mm/an
d’ouverture A comparer
aux vitesses
géologiques!
1994-2003
D. Les mesures géophysiques
Gravimétrie
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Anomalies de Bouguer
comparée au modèle de
compensation locale (Airy) =
Anomalie isostatique
Négatif = excès de masse (sous-compensation)
batholithe, flexion vers le haut, slab,
etc...
Positif = déficit de masse (sur-compensation)
sédiments, flexion vers le bas,
manteau léger, fluage, etc…
D. Les mesures (suite):
Tomographie
n
n
Téléséismes:
(Koulakov, 1998; Villasenor et al., 2001)
Sismicité régionale (Petit et al., 1998)
Ondes de surface
Ondes de volume
13
Map of the lithosphere thickness of Central Asia derived by surface
waves tomography (after Kozhevnikov, 2012)
Exemples de tomographie
télésismique à partir d’ondes
de surface
Vitesses de groupe des ondes de surface (ondes de
Rayleigh à 70s)
Inversion de dispersion des ondes de Rayleigh à
10-150 s -> Profils de vitesse S
Wu et al., 1997
Yanovskaya et Kozhevnikov, 2003
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2. Conditions du rifting
n
A. L’histoire anté-Cénozoïque
n
B. L’histoire Cénozoïque
n
C. La rhéologie et la structuration
résultante: un fort héritage
A. L’histoire anté-Cénozoïque
Début du Permien
Fin du Permien
Début du Jurassique
Fin du Jurassique
(d’après Zorin, 1999)
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B. L’histoire Cénozoïque
-> Collision Inde-Asie: effets distaux par
avancée du poinçon indien ?
(Géosciences Rennes)
-> Subduction Pacifique: effets distaux par
modifications thermique et mécanique à grande
distance ?
C. Rhéologie et structuration résultante
Géologie: un ancienne chaîne liminaire bordée par 2 sutures
Affleurements précédant la fermeture de l’océan Okhotsk
Suture Paléozoïque
Suture Mésozoïque
Zorin, 1999
Différenciation crustale et structuration thermo-mécanique vers ~100 Ma
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3. Concepts en jeu: tests,
modèles d’évolution
n
A. Evolution spatio-temporelle de l’extension: le
modèle « thermique » de McKenzie
n
n
n
B. Rhéologie crustale
n
n
n
n
Subsidence initiale
Subsidence thermique
Ce que nous dit la distribution des séismes
Epaulements de rift: origine?
Résistance lithosphérique
C. Mode d’amincissement
n
n
n
Géométrie 2D du rift: symétrique?
Rift actif ou passif?
Rifting oblique
A. Evolution spatio-temporelle de l’extension
Subsidence des rifts:
modèle thermique
d'amincissement uniforme de la lithosphère (McKenzie,
1978)
MODELE : 2 phases successives :
• amincissement instantané de la lithosphère induisant la
subsidence initiale (ou tectonique) (2) ;
• évolution liée au refroidissement et à l'épaississement de
la lithosphère après l'extension:subsidence thermique (3)
Subsidence finale totale = subsidence initiale (ou
tectonique) + subsidence thermique
Pourquoi ces 2 subsidences successives?
- Lithosphère soumise à un étirement -> Manteau et croûte
amincis mécaniquement, asthénosphère remonte.
- Aquelques cm/an: réajustement isostatique responsable de la
subsidence initiale (tectonique) : P1 = P2
- Puis l'asthénosphère refroidit et devient donc de la lithosphère,
plus dense ->rééquilibrage thermique -> réajustement
isostatique : subsidence thermique
P1 = P2 = P3
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De l'amincissement à la subsidence initiale
La subsidence initiale est directement liée au maintien de l'équilibre
isostatique à la suite d'un amincissement lithosphérique
Les indices a, sup, inf correspondent respectivement à l'air, à la couche supérieure et la couche inférieure.
ha = profondeur de la dépression formée à la suite de l'étirement de lithosphère.
hinf correspond à la remontée de la couche inférieure.
Surface de compensation = toutes les pressions exercées sur cette surface sont égales
Egalité des pressions lithostatiques sur la surface de compensation :
Pi = Pf soit:
ρsupgh0 = ρinfghinf + ρsupghsup + ρagha
avec g l'accélération de pesanteur
Amincissement β = h0/
hsup
Si on a de l’air en surface: ρa = 0
hinf = (ρsup(h0 - hsup)) / ρinf
Connaissant β = h0/ hsup :
hinf = ρsuphsup(β - 1) / ρinf
Connaissant hsup, h0 (ou β et h0 ), on en déduit:
ha = h0 - hsup - hinf = h0 - hsup(1 - (β - 1) ρsup / ρinf )
Si on prend en compte le remplissage du bassin par l'eau et/ou les
sédiments, on a alors par exemple avec un remplissage total du
bassin par l'eau :
hinf = (ρsup - ρeau)hsup(β-1) / (ρinf - ρeau)
Applications numériques (simples: hypothèse de compensation locale d’Airy)
Cas 1 : amincissement de la croûte, calcul de la subsidence induite par l'amincissement
- Cas simplifié : modèle à deux couches de densité différentes (croûte continentale et manteau) en
négligeant la différence entre lithosphère et asthénosphère (calcul réalisé par Airy au milieu du 19e siècle)
- Bonne approximation de premier ordre car la différence de densité entre la croûte et le manteau (0,6) est
~10 fois supérieure à la différence de densité entre le manteau asthénosphérique et le manteau
lithosphérique (0,05).
- Dans le cas d'un amincissement de h0 - hsup = 1 km, on trouve une remontée du manteau hinf = 818 m et
une subsidence ha = 182 m.
- Dans le cas d'un amincissement de 50 % d'une croûte de 30 km d'épaisseur (h0 = 30 km et hsup = 15 km,
on trouve une remontée du manteau hinf = 12,27 km et une subsidence ha = 2730 m.
Schéma montrant comment un amincissement
de 50 % de la croûte entraîne une subsidence
tectonique ET une remontée du manteau
lithosphérique
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Cas 2 : amincissement simultané de la lithosphère et de la croûte
Lithosphère composée de 30 km de croûte (ρ = 2,7 g/cm3) et de 70 km de manteau lithosphérique (ρ = 3,3 g/cm3), ce qui fait
une lithosphère de densité moyenne de 3,12 g/cm3
Soit un amincissement de 50 % de l'ensemble : h0 = 100 km et h0 - hsup = 50 km. On trouve une remontée du manteau hinf =
48 km et une subsidence d'environ 2 km.
Cette subsidence de 2 km résulte en fait :
• d'un effet « croûte » : -2 538,5 m (voir le cas 1 en prenant ρ =
3,25 g/cm3 pour le manteau sous-jacent : un amincissement de 15 km de la
croûte sur un manteau (ρ = 3,25 g/cm3) provoque une subsidence de
2 538,5 m)
• d'un effet « manteau lithosphérique » : +539 m (un amincissement de
35 km de manteau lithosphérique (ρ = 3,3 g/cm3) sur un manteau (ρ =
3,25 g/cm3) provoque une remontée de 539 m)
En laissant le temps s'écouler, la partie supérieure
de l'asthénosphère refroidira et deviendra
lithosphère. En quelques dizaines de millions
d'années, la lithosphère retrouvera son épaisseur
standard de 100 km avec 15 km de croûte et 100 15 = 85 km de manteau. En effet, l'épaisseur de la
croûte restera de 15 km car le Moho est une limite
pétrographique.
25
48 km (85 km - 35 km – 2 km) d'asthénosphère
vont donc redevenir du manteau lithosphérique par
refroidissement, ce qui entraînera une subsidence
thermique (très lente) de 770 m.
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-subsidence.xml
B. Rhéologie crustale:
B1: Ce que nous dit la distribution des séismes en profondeur
- Tests sur la rhéologie (Burov et Diament, 1995)
n
n
n
Distribution de température:
modèle de demi-espace
Croûte cassante: Critère de
Von Mises (Loi de Byerlee)
Croûte ductile: Fluage en loi
de puissance
État initial
Isostasie
locale
(hydrostatique)
Isostasie
flexurale
La résistance limite sera exprimée à chaque
niveau crustal comme un pourcentage
de la résistance totale
(en plus: rigidité
flexurale)
(et épaulements de
rifts + bombement
thermique)
19
Enveloppe (« Yield Stress Enveloppes
=YSE) classique de la lithosphère
continentale
Géotherme : déduit du flux de chaleur mesuré en surface ou
du modèle de plaque en refroidissement (âge thermique)
Transitions Fragile – ductile (TFD ou BDT): multiples sommet marqué par pic, base par faible résistance
Dépendance du temps: pour lois en puissance
© C. Brunet
Effets du taux de déformation et de la pression de pore
B2. Rhéologie crustale: Origine des épaulements de rift
Mécanismes évoqués
Niveau de « necking »
Fluage de la croûte inférieure
Burov et Poliakov, 2001
D’après Braun et Beaumont, 1989
-> Application au Baïkal:
Modèles: prendre en compte les forces de
restauration isostatique, la rhéologie,
l’érosion
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Modélisation gravimétrique en terme de flexion
L’origine de la
topographie
Modèle de « necking »
(van der Beek, 1997)
L’origine de la topographie
Modèle de flexure de plaques discontinues
(Petit et al., 1997)
21