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Géosciences Rennes
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Université de Rennes1
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Accueil du site > Français > Recherche > Le rapport d’activités 2002-2005 > Marges continentales et bassins sédimentaires

Marges continentales et bassins sédimentaires

Chercheurs permanents : S. Bourquin, J. Braun, J.-P. Brun, P. Cobbold, M.-P. Dabard, O. Dauteuil, D. Gapais, F. Guillocheau, F. Gueydan, T. Nalpas, J.-N. Proust, C. Robin, D. Rouby
Post-doc : M. Simoes, S. Grelaud
Thésards : C. Arriagada, R. Augier (Paris 6), L. Barrier, O. Broucke, S. Castelltort, F. Deschamps, P. Jermannaud, M. Leroy, S. Perron, B. Hamouche, A. LeSolleuz (Paris 6)



1. LES ENJEUX

Les marges continentales ainsi que les bassins sédimentaires intracontinentaux et intramontagneux représentent les meilleures et les plus complètes archives de l’histoire de la Terre. En effet, la structure et l’évolution de ces structures géodynamiques répandues sur toute la Terre sont soumises àplusieurs processus interagissant de manière complexe :

- La tectonique des plaques (du ridge-push et slab-pull àde la compression aux frontières de plaque Augier et al., 2005) se répercute très loin et s’enregistre dans les bassins quelle que soit leur nature.
- Les changements climatiques globaux et locaux contrôlent l’érosion et le transport de matière et les conditions d’accumulation.


Figure 1 : Transfert de matière et processus agissants sur une marge



- Le magmatisme est souvent négligé car il est minime ou peu visible. Mais dans certains cas,il peut modifier drastiquement la structures et l’évolution les marges et des bassins comme dans le cas de marges passives volcaniques, du sous-placage continental ou du volcanisme intraplaque.

Les enjeux scientifiques sont de trois ordres :

-  Développements méthodologiques. Comment lire et faire la part des différents processus dans l’enregistrement sédimentaire et les surfaces d’érosion ?
-  Caractérisation et quantification des processus (déformation, climat, eustatisme, transferts, érosion). Quelle est la part relative des différents processus ? Pour chaque processus, quels sont les paramètres pertinents modifiant la structure et l’évolution d’une marge et d’un bassin ? Quelles sont les interactions entre ces processus ?
-  Evolution d’un bassin : comment la lecture de l’enregistrement sédimentologique et stratigraphiques peut-elle permettre de reconstituer l’histoire géologique d’un bassin sédimentaire ? La lecture du signal stratigraphique peut-elle caractériser la continuité ou la discontinuité d’un signal tectonique ?


2. COLLABORATIONS EXTERIEURES

Nantes : A. Mocquet, O. Bourgeois

Lille : B. Van Vliet Lanoe

Paris 6 : L. Jolivet, J. Broutin

Paris7/IPGP : J. Besse, F. Fluteau

ENS : M.P. Doin

Nancy : M. Durand, A. Le Solleuz

Toulouse : G. Hérail

Université de Zaragosa (Espagne) : A. Casas

CSIC - Barcelone (Espagne) : J. Verges

Sipetrol (Chili) : C. Mpodozis


3. PROGRAMMES/FINANCEMENTS ASSOCIES

Programmes nationaux

Programme ECLIPSE II (depuis Juin 2004) : Reconquête végétale et impact sur les flux sédimentaires au Trias inférieur et moyen : repeuplement végétal et réponse des systèmes sédimentaires continentaux aux forçages paléogéographiques, climatiques, et tectoniques, Coordinateurs : S. Bourquin, J. Broutin (Paris7/MNHN). Programme ECLIPSE (2001-2004) : Quantification des flux sédimentaires au Trias : réponse des systèmes sédimentaires continentaux aux sollicitations climatiques et tectoniques, coordinatrice : S. Bourquin.
GDR-INSU "Marges" (2000, 2001, 2002) : participation dans le thème "Thermicité des marges, héritage tectonique, transition océan-continent et passage marge volcanique/marge non volcanique" pour la réalisation d’une modélisation analogique [coordinateur. P. Huchon ] GDR-INSU "Marges" (2003, 2004, 2005, 2006) : volet marges mature de l’Atlantique sud [coordinateur : O. Dauteuil] programmes INSU :
Reliefs de la Terre ( 2004, 2003, 2005) : Variations du relief, flux térrigène et remplissage sédimentaire des bassins Responsable du volet Islande : O. Dauteuil.

Reliefs de la Terre (2004, 2003, 2005) : Impact des intéractions climat-tectonique-érosiion dans la dynamique du relief des Andes : quantification et modélisation. (coordinateur : G. Hérail).

Programmes internationaux

Projet International (depuis 2006) : The Pan-European correlation of the epicontinental Triassic, Chairman : Michael Surlies, Potsdam (Allemagne). ECOS-Sud Chili (2006-2008), Interactions déformation, transfert de matière, climat dans le système Andin. Étude de terrain et modélisations analogiques (coordination : T. Nalpas).
Projet MEBE "Sedimentology and sequence stratigraphy of the Mesozoic Tethys margin : compared tectono - climatic evolution of the Iran and Oman domains" 4 ans : 2003-2006 ; 8 participants (coordination C. Robin) PICS : transferts de surface dans les zones de subduction : exemple de la Nouvelle-Zélande. Coordinateur : J.N. Proust, G. Lamarche, 2004-2007


4. PRINCIPAUX RESULTATS

Les résultats principaux concernent trois aspects : les interactions déformation et sédimentations, la reprise en compression des marges et l’extraction de l’histoire tectono-climatique àpartir des archives sédimentaires. Pour cela, il a été développé des outils de déconvolution du signal sédimentaire.

4.1. Méthodologie : déconvolution du signal sédimentaire

Les difficultés majeures de l’étude des archives sédimentaires présentes dans les marges et les bassins portent 1) sur l’extraction des informations propres àchaque processus (tectonique, climat, flux ...), et 2) sur la corrélation de ces informations au sein même du domaine ou entre différents domaines.
Des études de détail sur différents sites d’étude ont démontré qu’une séquence stratigraphique pouvait présenter des variations d’épaisseur relative de ses phases transgressives et régressives et des diachronismes de ses surfaces d’inversion de tendance (Castelltort et al 2003). Le contrôle tectonique ne peut pas, àlui seul, expliquer l’intégralité de ces observations. Il faut envisager également un contrôle des séquences sédimentaires par la variabilité spatiale du flux sédimentaire pouvant varier dans le temps mais surtout dans l’espace. Ces résultats ont été formalisés de manière théorique afin de définir des critères de quantification de cette distorsion et d’intégrer ces résultats àune modélisation numérique stratigraphique (Robin et al., 2005).


Figure 2 : Expressions d’un contrôle tectonique sur l’enregistrement sédimentaire (Robin et al., 2005)center>

Pour extraire la part relative de l’eustatisme et de la tectonique, il a fallu établir une méthode basée sur la constatation suivante : l’eustatisme est àl’échelle mondiale, et est une fonction du temps, alors que la tectonique est fonction du temps et de l’espace (Bourquin et al., 2002). Une mesure spatialisée des variations d’accommodation àl’échelle d’un bassin sédimentaire peut alors fournir un signal eustatique qui sera le signal commun àtout le domaine investigué, tandis que le différentiel d’accommodation dans l’espace permettra de caractériser le contrôle tectonique et ses différentes longueurs d’onde. Ce travail fut mené sur le bassin de Paris, bassin intracratonique où l’essentiel du contrôle tectonique est un contrôle flexural àl’échelle du bassin ou des blocs constitutifs de la croà»te supérieure collés lors de la collision hercynienne. On a pu mettre en évidence l’âge permien de la mise en place de ce régime thermique, l’origine de la subsidence thermique du Bassin de Paris par délamination du manteau lithosphérique associée àun effondrement gravitaire pur de la chaîne hercynienne (Amir et al., 2005, Allemand et al., 2004) Ceci permet aussi une meilleure connaissance du comportement élastique de la lithosphère àlong terme, avec une épaisseur élastique moyenne de Te = 5 km ( Le Solleuz et al., 2004).

4.2. Caractérisation des processus de contrôle des bassins sédimentaires et des marges passives

L’un des paramètres fondamentaux régissant les interactions entre processus est leur vitesse relative. Dans les zones àfort taux d’uplift, comme la Nouvelle-Zélande, les vitesses de subsidence permettent l’enregistrement de longues séquences propices àun détail temporel très riche (Proust and Chasnier, 2004). Ces études ont été faites de l’échelle régionale àcelle de la structure (Euzen et al., 2004 ; Brouke et al.,2004). Ainsi, l’affleurement du Pico del Aguila, en Espagne, exemple classique d’anticlinal syn-sédimentaire a permis d’établir la répartition différentielle des épaisseurs sédimentaires le long d’une structure active (Castelltort et al 2003). Celle-ci crée une rupture topographique qui peut modifier localement le profil de dépôt (modification des directions de courant, exposition au déferlement de la houle en tête d’anticlinal, expression différentielle du processus hydrodynamique dominant caractérisant dans le type de delta préservé). Ainsi, il a été établi Le motif élémentaire de l’architecture stratigraphique (séquences de dépôt àl’échelle des groupements d’unités génétiques) est perturbé, en épaisseur relative des phases transgressives et régressives et en synchronicité des inversions de tendance entre ces différentes phases. Outre les effets locaux des interactions tectonique sédimentation, il a pu être montré que la subsidence d’un bassin intracratonique présentait une variabilité spatiale et temporelle accommodées ponctuellement par des failles ou des flexures de grandes échelles. Le rôle du manteau est fortement suspecté (Robin et al., 2003) Les interactions entre tectonique et dépôts ont aussi été abordés àl’échelle locale, c’est-à-dire de la structure. La structuration et la distribution des dépôts syntectoniques àl’aplomb d’une structure active sont contrôlées par la rhéologie des dépôts contemporains, ainsi que par les types de structures (plis, ou failles), développées dans un bassin sédimentaire (Nalpas et al., 2003 ; Barrier et al., 2002). La rhéologie des sédiments est conditionnée par leur degré de compaction, leur composition et leur granulométrie. Par exemple dans un système compressif les discordances progressives ne se développeront que si les matériaux permettent une déformation plicative (Gestain et al., 2004).


Figure 3 : Schémas théoriques de l’évolution de la déformation des sédiments syncinématiques au front d’un chevauchement (Gestain et al, 2004)center>

Ces interactions sont très fortes au niveau des marges passives lors des processus de déstabilisation sur une couche de sel ou d’argile. Ces interactions ont lieu depuis l‘échelle de la structure (Rouby et al., 2002) jusqu’àla marge entière (Fort et al., 2004a et b). Ces glissements gravitaires àgrande échelle modifient largement la structure et l’évolution des marges passives. La tectonique salifère est àl’origine de la formation de diapirs de sel, de rollovers et blocs basculés synsédimentaires qu’on observe couramment sur les profils et blocs 3D sismiques tirés par les compagnies pétrolières dans la partie proximale des marges passives. Par contre, les structures les plus distales qui résultent de l’étalement gravitaires au dessus du sel au voisinage de la transition entre croà»te continentale et croà»te océanique demeurent très difficiles àimager en raison de la présence de sel massif et leur cinématique est très mal contrainte étant donné le peu de données de forage disponibles aux profondeurs d’eau supérieures à200m. Sur la Marge d’Angola nous avons cartographié la zonation structurale, extensive en haut de marge et compressive en bas de marge, et montré par des expériences analogiques les modalités de son développement et de la migration de bas en haut de la marge d’une onde de compression au cours du temps (Fort et al 2004 /AAPGB). Dans le domaine extensif des anomalies compressives sont dues àdes rotations de blocs autour d’un axe vertical (Fort et al 2004 / MPG). Enfin dans le domaine compressif lui-même, en bas de marge, le raccourcissement donne naissance àdes plis et des chevauchements qui, en raison des interactions avec la sédimentation synchrone, conduisent àl’enfoncement d’unités de la couverture sédimentaire dans la couche de sel sous-jacente (Figure ) (Brun et Fort 2004).


Figure 4 : Coupes sériées de la partie frontale d’un modèle analogique montrant la géométrie des structures compressive au front de l’étalement gravitaire sur le sel et l’incorporation de poches sédimentaire dans le sel (àgauche). Les deux coupes de détails (àdroite) montrent la combinaison de diapirs compressifs, plis et chevauchements caractéristique du domaine compressif (Brun and Fort 2004)center>

Si les bassins intracontinentaux peuvent enregistrer la déformation produite par au niveau des frontières de plaque avoisinantes, les marges passives peuvent paraître plus insensibles àces conditions aux limites plus lointaines. Celles-ci sont classiquement considérées comme subissant une subsidence tectonique puis thermique permettant l’accumulation de sédiment en pied de marge. Or les études de détails montrent de plus en plus que ces marges subissent quasiment systématiquement un raccourcissement (Untherner and Van den Driessche, 2004, Cobbold and Rossello, 2003). Plusieurs causes sont àl’origine de ce raccourcissement : le ridge-push et la propagation de la collision des plaques sur de longues distances. Cette réactivation a été parfaitement décrite en Amérique du sud. Une modélisation a permis de déterminer les conditions mécaniques de cette modélisation avec notamment le rôle de l’âge (donc de sa résistance) de la croà»te océanique ainsi que celui de la résistance du continent.


Figure 5 : Modélisation de la réactivation d’une marge passive en fonction de la résistance de la croà»te océanique (Leroy et al., 2004)center>

Outre la tectonique, le climat a un rôle fondamental sur les transferts de matière, et ceci depuis les zones en érosion jusqu’aux dépôts (Proust and Chasnier, 2004). L’évolution depuis des systèmes fluviatiles en bassins endoréiques de grandes tailles, vers des systèmes côtiers, puis des systèmes en bassins endoréiques de taille plus petites, peuvent résulter de l’éclatement de la Pangée. Les séries fluviatiles préservées sur de fortes épaisseurs, contrairement aux idées communément admises, ne reflètent pas obligatoirement le climat du bassin mais celui de la zone d’apport. Les sédiments ne sont alors pas le reflet du climat de la zone de préservation, il peut y avoir confusion entre climat du bassin (aride) et de la zone d’alimentation (humide). Dans la plupart des bassins ouest-européens, un hiatus de sédimentation est observé àla transition Permien-Trias marqué ou non par une surface de discordance angulaire. Ainsi, le Trias inférieur ne semble être présent que dans le centre du bassin germanique, le contexte climatique est chaud et humide comme àla fin du Permien (Perron et al., 2005). Les simulations numériques permettent de tester ces hypothèses (voir bilan Paléoenvironnement).
Ces travaux ont été menés sur différents chantiers qui représentent des exemples différents : le Bassin de Paris, les marges africaines, la Nouvelle-Zélande, la Libye, les bassins de l’Europe de l’Ouest, les Andes, Oman, Iran et marges téthysiennes méso-cénozoïques. De nombreuses discussions pour comparer ces chantiers ont été organisés fréquemment.


PUBLICATIONS

2005

ACREMONT E. d’, LEROY S. BESLIER M.O. BELLAHSEN N. FOURNIER M. ROBIN C. et al.. Structure and evolution of the eastern Gulf of Aden conjugate margins from seismic reflection data. Geophysical Journal International, 160, 869-890 (2005)

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AUGIER R. AGARD P. MONIE P. JOLIVET L. ROBIN C. et al.. Exhumation, doming and slab retreat in the Betic Cordillera (SE Spain) : in situ 40Ar/39Ar ages and P-T-d-t paths for the Nevado-Filabride complex. Journal of Metamorphic Geology, 23, 5, 357-381 (2005) Lamarche G., Proust J.N., Nodder S.D. (2005) Long-term slip rates and fault interactions under low contractional strain, Wanganui Basin, New Zealand. Tectonics, Vol. 24, No. 4, TC4004. doi : 10.1029/2004TC001699

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2004

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GUILLOCHEAU F. QUEMENER J.M. ROBIN C. JOSEPH P. BROUCKE O.. Genetic units/parasequences of the Annot turbiditic system, Southeast France. In : Deep-water sedimentation in the Alpine Foreland Basin of SE France : New perspectives on the Grès d’Annot and related systems. EDITED BY P. JOSEPH & S. LOMAS. Geological Society of London Special Publication, n°221, 221, 181-202 (2004)

LE SOLLEUZ A. DOIN M.P. ROBIN C. GUILLOCHEAU F. From a mountain belt collapse to a sedimentary basin development : 2-D thermal model based on inversion of stratigraphic data in the Paris Basin. Tectonophysics, 386, 1-2, 1-27 (2004)

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2003

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S. CASTELLTORT, F. GUILLOCHEAU, C. ROBIN, D. ROUBY, T. NALPAS, F. LAFONT & R. ESCHARD, 2003 Fold control on the stratigraphic record : a quantified sequence stratigraphic study of the Pico del Aguila anticline in the South-western Pyrenees (Spain). Basin Research, 15, p 527-551.

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2002

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BOURQUIN S., ROBIN C., GUILLOCHEAU F., GAULIER J.M. Three-dimensional accommodation analysis of the keuper of the Paris Basin : discrimination between tectonics, eustasy, and sediment supply in the stratigraphic record.. Marine and Petroleum Geology, 19,469-498 (2002)

GUILLOCHEAU F., PERON S., BOURQUIN S., DAGALLIER G., ROBIN C.. Les sédiments fluviatiles (faciès Buntsandstein) du Trias inférieur et moyen dans l’Est du bassin de Paris. Bulletin d’Information des Géologues du Bassin de Paris, 39, 3, 5-12 (2002)

GUILLOCHEAU F., ROBIN C., PERON S., BOURQUIN S., DAGALLIER G.. L’inondation marine du trias moyen (Calcaires àcératites) dans l’Est du bassin de Paris. Bulletin d’Information des Géologues du Bassin de Paris, 39, 3, 13-22 (2002)

GUILLOCHEAU F., ROBIN C., METTRAUX M., DAGALLIER G., ROBIN C., LE SOLLEUZ A.. Le Jurassique de l’Est du bassin de Paris. Bulletin d’Information des Géologues du Bassin de Paris, 39, 3, 23-47 (2002)

ROUBY D., RAILLARD S., GUILLOCHEAU F., BOUROULLEC R., NALPAS T.. Kinematics of a growth fault/raft system of the West African margin using 3-D Restoration. Journal of Structural Geology, 24, 4, 783-796 (2002)


Liste des thèses

2005

LEROY M.. Mécanismes de déformation post-rifting des marges passives. Exemple des marges péri-atlantiques et modélisation. Thèse soutenue le 22 octobre 2004. Mémoires Géosciences-Rennes. 235 p. (2005)

PERON S.. Nature et contrôle des systèmes fluviatiles du domaine Ouest Péri-téthysien au trias inférieur. Sédimentologie de faciès, reconstitutions paléoenvironnementales et simulations climatiques. (2005) 2004

BROUCKE O.. Relations déformation-sédimentation en contexte de sédimentation gravitaire - Exemples sismiques (marge angolaise) et de terrains (Grès d’Annot). Mémoires Géosciences-Rennes. 354 p. (2004) 2003

ARRIAGADA C.. Rotations tectoniques et déformation de l’avant-arc des Andes centrales au cours du Cénozoïque. (Thèse soutenue le 28 avril 2003). Mémoires Géosciences-Rennes. 308 p. (2003)

CASTELLTORT S.. Origine et modification des cycles stratigraphiques àhaute-fréquence (10’s à100’s ka). Rôle des déformations courte longueur et modélisation du comportement des systèmes fluviatiles (Thèse soutenue le 13 juin 2003). Mémoires Géosciences-Rennes. 193 p. (2003) 2002

L. Barrier, Intéractions déformation -sédimentation dans les systèmes compressifs supra-crustaux,. Exemples naturels et modélisation analogique. Thèse de l’Université de Rennes 1, 2003, 219 pp.