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TP: Test d’enveloppes rhéologiques

Baïkal: Recherche d’une rhéologie expliquant la distribution des séismes en profondeur

1. Etablissez la courbe de variation en % du nombre de séismes en fonction de la profondeur en utilisant l’histogramme fourni (~630 séismes) et entrez-le dans le tableau Excel.

2. Calculez le flux de chaleur en surface (Q) pour un âge thermique de 20, 50, 80, 100, 150 Ma en utilisant les gradients de la figure sur les 20 premiers km. Sachant que le flux mesuré moyen est de 55 mW/m2, choisissez le gradient géothermique le plus probable et entrez-le dans le tableau Excel.

3. Calculez le taux de déformation en considérant que la zone de déformation fait 150 km de large et que la vitesse d’extension est de 4 mm/an - entrez-le dans le tableau Excel.

4. Testez une composition Quartz-Diorite variable avec les paramètres ci-dessous, en faisant l’hypothèse d’une croûte de 40 km et en variant les épaisseurs de Quartz par tranches de 10 km.

5. Testez de même les résultats possibles d’ajustement en remplaçant la diorite par le diabase (même densité). Conclure.

6. Même exercice en prenant les séismes récemment déterminés sur le rift Tanzanien (Balangida).

Déverchère et al., 2001

J. Déverchère – Table Excel et figures réalisés par Carole PETIT , UPMC, Paris 6http://www.lgs.jussieu.fr/tectonique/Tectonique2/presentation/cv/petit.htm

TP: Test d’enveloppes rhéologiques

Burov & Watts, 2006GSA Today

2

Histogramme global

n 613 séismes

n Intervalle 2 km

n Forme régulière

n 1 séisme dans le manteau sup.

Histogramme - Flux de chaleur –Taux de déformationn Histogramme en %:

n 0-5km: 0%n 5-10: 8%n 10-15: 24%n 15-20: 32%n 20-25: 22%n 25-30: 9%n 30-35: 6%n 35-40: 1%

n Gradient géothermique: Exemple pour 20 Ma: dt = 600°, dz = 20 km -> Q = 3 x 600/20 mW/m2 = 90 mW/m2

n Taux de déformation = (0,000004/150)/(3600x24x365) s-1 = 8,5 10-16 s-1

(prendre V = 4 mm/an réparti sur 150 km de largeur)

3

Test sur la symétrie: Modèle avec une suture

Lesne et al., 2000

- Hétérogénéité: suture- V = 5 mm/an

- Rhéologie 4-couches- Code: ADELI

- Rift « froid »- Localisation de la déformation décalée en

profondeur

Un résultat récent semblant corroborer le rifting passif:Integrated geophysical-petrological inversion of Rayleigh-and Love-wave phase-velocity curves (Fullea et al., 2012, revue G3: Lithospheric structure in the Baikal–central Mongolia region from integrated geophysical-petrological inversion of surface-wave data and topographic elevation)

n Calcul des géothermes de lalithosphère par conduction

n Lithosphère épaisse de 90km avec une croûte inf. dense, mafique, et une composition relativement fertile du manteau

n Isostasie locale, sans soutien dynamique

n Pas d’anomalies de température dans le manteau sous-lithosphérique, en accord avec un rifting passif

4

Rifting passif ...

Ou rifting actif ?(Sengör et Burke, 1978)

C2. Mode d’amincissementRift actif ou passif?

Cause de l'amincissement initial

Deux phénomènes, souvent mis en opposition, peuvent être à l'origine de l'amincissement initial et donc de la subsidence :

• un phénomène dynamique mettant en jeu des contraintes surtout horizontales au sein de la lithosphère, qui trouvent leur origine aux limites de plaques : c'est le rifting passif.• un phénomène thermo-mécanique mettant en jeu l'apparition d'une anomalie thermique (point chaud avec l'arrivée d'un panache de matériel profond léger). Les anomalies de densité associées à ces anomalies thermiques induisent des mouvements verticaux et peuvent créer un bombement régional et étirer la lithosphère : c'est le rifting actif.

Question des causes de cette extension: délicate car mêmes effetsVoie possible: Est-ce que le bombement thermique précède ou suit la fracturation de la croûte?

4. Conclusions: Comparaisons à d’autres riftsn A. Mesures géométriques/rhéologiques sur les

rifts - Corrélationsn Largeur des bassins du riftn Longueur des faillesn Epaulements: amplitude, longueur d’onden Epaisseurs crustales, sismogènes, élastiques

n B. Du rift aux marges passivesn Blocs basculés et largeurs des margesn Contrôle rhéologique sur la largeur des riftsn Exhumation du manteau

n C. Rifts et volcanisme

5

n A. Mesures géométriques/rhéologiques sur les rifts

Corrélations

6

Anomalie de chaleur car convection et panaches2 types de forces :- 1. « forces aux limites » (slab pull, basal drag, ridge push…)- 2. « Action de panaches » -> fusion partielle, soutien dynamique, perturbations thermiques et de densité

C. Ebinger, Rochester U., USA

2. Rifting « actif » (Rift est-africain-branche Est)

1. Rifting « passif »

(rift Baikal, Rhine graben, Rift est-africain-branche Ouest)

Le Rift Est-Africain (REA)Contexte de l’étude

12

REA : ~4000 km de long

• Branche Est : 4 à 1 mm/an du N au S (Stamps et al., 2008)

• «Super Panache» Africain

(Li et al., 2008)

Modèle tomographique (ondes P)

AfarAfriquedu sud

DNT

7

Distribution des hypocentres dans le REA13

Nb. Earthquakes (%)

Nb. Earthquakes (%)

Dept

h (k

m)

Dept

h (k

m)

(Albaric et al., 2009)

Manyara

Branche EBranche W

3 catalogues

• Prof. pic sismicité intermédiaire, peu de variation

5 cataloguesProf. sismicité :

approf. du N au SChangement abrupt entre sud Kenya et DNT

• Amélioration précision des loc. au sud de la branche

YSE déduites 14

Prof. TTFD➚

(Albaric et al., 2009)

T (°) -- (σ1 - σ3) (MPa)

Dept

h (k

m)

Dept

h (k

m)

T (°) -- (σ1 - σ3) (MPa)

SEISMO-TANZ’07

Branche EBranche W

TTFD : Toit Transition Fragile-Ductile

croûte inf. mafique croûte inf. mafique

Prof. TTFD max au centre

(σ1 - σ3)max au centre

➚ (σ1 - σ3)max