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) : 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 : Analyse géomorphologique et structurale de l'imagerie Viking Orbiter 1 et 2 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. 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]. 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]. 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 : 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) la poussée latérale exercée par la mise en place d'un corps intrusif à faible profondeur (Merle et al., 1993 ; 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 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 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. 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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Merle, O., and B. Vendeville, 1995, Experimental modeling of thin-skinned shortening around magmatic intrusions. Bull. Volcanol., 57, 33-43. Peulvast, J.-P., et Vanney, J.-R., 2001, Géomorphologie structurale – Terre, corps planétaires solides, tome 1. Gordon & Breach, 505 p. Phillips R. J., Zuber, M. T., Solomon, S. C., Golombek, M. P., Jakosky, B. M., Banerdt, W. B., Smith, D. E., Williams, R. M. E., Hynek, B. M., Aharonson, O., and Hauck, S. A., II, Ancient geodynamics and global-scale hydrology of Mars. Science, 291, 2587-2591. Stel, H., S. Cloetingh, M. Heeremans, and P. Van der Beek, 1993, Anorogenic granites, magmatic underplating and the origin of intracratonic basins in a non-extensional setting. Tectonophysics, 226, 285-299. Wählisch, M., J. Oberst, T. Roatsch, D. Mège, A.C. Cook, W. Zhang, A. Hoffmeister, A. Rexin, et R. Jaumann, 1995, 10 New digital topographic models near Mare Orientale from Clementine UVVIS stereo image data. Div. Planet. Sci. Int. Astron. Soc., 27, p. 57. Wilson, L., and Head, J. W., III, 1994, Mars: review and analysis of volcanic eruption theory and relationships to observed landforms. Rev. Geophys., 32, 221-263. III. Zoback, M. L., 1992, First- and second-order patterns of stress in the lithosphere: the World Stress Map project. J. Geophys. Res., 97, 11,703-11,728. Zoback, M. L., and R. M. Richardson, 1996, Stress perturbation and intraplate seismicity associated with ancient continental rifts. J. Geophys. Res., 101, 54595475. 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 Mars, Pergamon Press, Oxford, 55-58. [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. Rev. Earth Planet. Sci., 29, 489-534. [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. [C15] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Buried tectonic structures and sediment thickness variations at Valles Marineris, Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 927-928. [C16] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Graben formation and dyke emplacement on Earth and other planets. Lunar and Planetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 929-930. [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 Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 931-932. [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 : 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], Erwan Garel (Université de Bretagne occidentale), dans une application de modèles expérimentaux de rifting à la planète Mars [C7, C28, S1], 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 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 Maîtrise ST : Systèmes d'information géographique et photo-interprétation (UPMC/M5, 1997-2001) Planétologie 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 DEUG SVT (UPMC/Méthodologie, 1999-2001) Maîtrise ST : conditions d'une vie sur Mars (2001) Stages de terrain 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 : 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. Coordination des besoins en logiciels du Laboratoire de tectonique (1997-1999) 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. 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 : 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). L'incertitude demeure sur l'orientation de deux des contraintes principales (Halls, 1987). 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] : une anomalie thermique s'enracinant profondément dans le manteau, dans le cas d'un point chaud actuel (e. g., Ribe et Christensen, 1994) une signature magnétique et gravimétrique claire en son point d'impact dans la lithosphère (e. g., LeCheminant et Heaman, 1989) 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) 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. une topographie durable lié au sous-placage magmatique, pérennisant le soulèvement thermique initial (Olson, 1994) 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 : Arrivée du panache à la base de la lithosphère Augmentation du gradient géothermique Soulèvement thermique et fracturation associée Volcanisme basique ou ultrabasique Déplacement vers la surface de la limite ductile/cassant dans la croûte, jusqu'à la base de la pile volcanique ou au-delà Déstabilisation gravitaire de la pile volcanique induite par le gradient inverse de densité 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 : 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. 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 : 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 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 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. Références citées Acuña, M. H., Connerney,J. E. P., Ness, N. F., Lin, R. P., Mitchell, D. 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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 : 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] 60 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] 61