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La géodynamique locale
Historique
La mise en place du substratum du BP a commencée, au Carbonifère moyen, lors de la collision entre les continents Laurentia (au Nord) et Gondwana (au Sud). Cette collision, à l’origine de la formation de la Pangée, a provoqué la fermeture de la Téthys, la formation d’une suture le long de la marge européenne (et à l’Ouest du futur BP) et le métamorphisme de la roche paléozoïque (Figure 10).
La réouverture de la Téthys, de la fin du Permien à la fin du Jurassique, va entrainer la mise en place d’une zone de rifting, la formation de grabens (Dolton 2006; Horvath & Tari 1999), de plateformes et de bassins sédimentaires (Figure 11).
La Téthys se refermera, entre le Jurassique et le Crétacé inférieur, par la convergence entre la plaque Européenne et des fragments crustaux provenant de la plaque Africaine. Cette convergence va entrainer le développement d’une zone de subduction et la mise en place de volcanisme calco-alcalin.
La première compression majeure a lieu entre la fin du Crétacé et le Paléocène. C’est elle qui sera à l’origine du premier épaississement crustal de la formation des Alpes, du métamorphisme de haute pression (Delacou 2004) et de la formation de l’océan Parathétys (Figure 12). Le BP reposera par la suite, sur les plissements de l’orogénèse alpine (Dolton 2006).
A partir de l’Éocène, la deuxième phase compressive de la formation des Alpes a lieu. Cette deuxième phase compressive va donner lieu à un épaississement crustal important et à la formation d’une profonde racine lithosphérique (Delacou 2004) (Figure 13).
Entre l’Éocène et le début de l’Oligocène, la convergence a poussé les blocs Apulien, Pelso et Tisza plus loin dans la plaque européenne provoquant ainsi des transpressions et rotations de blocs et le développement du Bassin Paléogène Hongrois (Figure 14).
Au milieu de l’Oligocène, il y a transport de l’ALCAPA dans les Carpates (Hidas et al. 2010); l’ALCAPA est donc séparé du Sud des Alpes et va migrer vers l’Est avec une rotation antihoraire. Un ensemble de bassins va se développer dans la partie centrale du bassin Paléogène entre l’Éocène et le Miocène supérieur (Figure 15).
Entre la fin de l’Oligocène et le début du Miocène un fort amincissement ante-rift associé à une compression N-S à NO-SE a lieu ainsi qu’une fusion importante dans le manteau antérieurement métasomatisé (Hidas et al. 2010).
A la même époque, les rotations horaires du bloc Tisza-Dacia et antihoraires du bloc ALCAPA vont conduire à la formation de la Mid Hungarian Zone (MHZ) (Figure 16). La MHZ a encore subi de fortes déformations il y 16 Ma, car pendant cette période, la collision ALCAPA/Europe va provoquer une déformation extensive entre le bloc ALCAPA en rotation et le bloc Tisza-Dacia (Kovács & Szabó 2008).
Thermomécanique associée
Les modèles numériques ont montré que la création d’une racine lithosphérique va entrainer une force gravitaire verticale à l’origine d’une extension lithosphérique adjacente (Michon 2001) (Figure 17).
De plus, cette force gravitaire verticale va également entrainer un fluage asthénosphérique (Figure 18) vers les régions périphériques ce qui peut provoquer une érosion thermomécanique de la limite Lithosphère/Asthénosphère, une accentuation du volcanisme par fusion du manteau lithosphérique et un déséquilibre isostatique entrainant la surrection de l’ensemble de la lithosphère (Michon 2001).
Volcanisme et flux de chaleur
Le développement Néogène du BP a été accompagné d’une activité volcanique répétitive et intensive (Huismans et al. 2002). Au Miocène inférieur, il y a des dépôts d’ignimbrite et de tufs, notamment au niveau de la MHZ (Figure 19). Ces dépôts pourraient être liés aux mouvements décrochants.
Au Miocène moyen et jusqu’à récemment (16,5-2 Ma), des édifices calco-alcalins sont mis en place dans le BP. Les roches calco-alcalines sont présentes dans la partie Est (affleurements), centrale (enfouies), mais aussi de manière sporadique dans l’ouest du bassin Pannonien. Ces roches mafiques calco-alcaline (SiO2 = 49-57 wt. % ; MgO > 3 wt. %) ont des Mg-number (Mg/Mg + Fe) de 0,5-0,6 suggérant divers degrés de différenciation par cristallisation fractionnée. Ces roches sont principalement de composition andésitique ou dacitique et montrent des caractéristiques chimiques typiques de magmas de zone de subduction. De ce fait, la formation de l’arc de Carpates a été interprétée comme une conséquence des processus de subduction (Szabo et al. 1992; Downes & Vaselli 1995; Bleahu et al. 1973; Balla 1981). Dans les zones de subduction actuelles, les arcs volcaniques se développent à environ 110-170 km au-dessus de la plaque plongeante et la largeur de l’arc volcanique est fonction de l’angle de subduction (Tatsumi & Eggins 1995). La plaque océanique en subduction subit du métamorphisme et de la déshydratation en continu. Les phases fluides libérées par les réactions de déshydratation entrent dans la partie inférieure du coin de manteau et forment des phases hydratées telles que l’amphibole et la phlogopite (Pearce & Peate 1995). La déstabilisation de ces minéraux hydratés à environ 110 et 170 km de profondeur, libère des fluides qui migrent vers le manteau supérieur, diminuent le solidus et initient la fusion partielle. La répartition spatiale des formations volcaniques et la largeur des complexes volcaniques suggèrent une subduction relativement peu profonde (30-40°) associée au volcanisme de la partie ouest de l’arc des Carpates, alors que la subduction située à l’Est est relativement profonde (50 -60°). Cependant, il y a des problèmes notables avec le modèle classique de magmatisme de subduction lorsqu’il est appliqué à cette région: (1) l’activité volcanique calco-alcaline a commencé quand la subduction de la plaque océanique a cessé, comme indiqué par le raccourcissement final dans les Carpates extérieures (Jiricek 1979). Ainsi, cette activité volcanique peut être considérée comme post-collisionnelle (Seghedi et al. 1998). (2) Les roches volcaniques calco-alcalines se trouvent également dans la partie centrale du bassin Pannonien, où elles sont majoritairement recouvertes par une séquence sédimentaire d’âge Miocène à Quaternaire (Pécskay et al. 1995). (3) Il y a une migration progressive du volcanisme du NO au SE, le long des Carpathes de l’Est ; cette migration est accompagnée d’une baisse du volume des magmas éruptés (Pécskay et al. 1995). (4) La première éruption a eu lieu en même temps que la phase syn-rift du bassin Pannonien.
L’activité volcanique du Néogène dans la région Carpato-Pannonienne (CPR) est étroitement liée à l’évolution tectonique de la région. Durant le Crétacé et le Paléogène, la subduction de la lithosphère océanique n’a pas abouti à la production directe de volcanisme calco-alcalin du fait du champ de contraintes compressives et de la présence d’une épaisse lithosphère (Harangi & Lenkey 2007). Néanmoins, ce processus a joué un rôle important dans la génération de magmas. La déshydratation du slab a métasomatisé le coin de manteau, abaissant ainsi la température de fusion. Les magmas n’ont atteint la surface qu’au début de l’extension lithosphérique, au début du Miocène (19-21 Ma).
Le volume du volcanisme calco-alcalin a été estimé à ~1400km3. De la fin du Miocène à récemment, des basaltes alcalins probablement liés à la décompression du manteau peu profond sont mis en place dans des zones diffuses à l’intérieur du BP (Figure 20).
La première apparition des basaltes alcalins est contemporaine à la deuxième phase de rifting (11,5 Ma) et à un upwelling de manteau lithosphérique. La plus grande quantité de basaltes alcalins se situe dans les Balatons Highland et dans le Bassin de Graz qui se situe légèrement à l’Ouest du centre d’amincissement maximum du BP. Les auteurs décrivant les basaltes alcalins semblent s’accorder avec une température asthénosphérique pas plus élevée que la normale (aucune anomalie thermique), notamment grâce aux faibles volumes de basaltes émis et aux faibles taux d’éruption.
Les champs volcaniques basaltiques du BP se présentent sous forme de petits édifices monogéniques distribués individuellement ou en petits regroupements (Jankovics et al. 2012). On trouve donc des cônes de scories, des maars, des cônes de tufs, des anneaux de tufs ou des petits champs de lave. Les coulées de lave font parfois jusqu’à 2000-3000 mètres d’épaisseur dans des zones structurales spécifiques (Nagymarosy & Hamor 2012). Le Bakony Balaton Highland Volcanic Field (BBHVF) compte par exemple, 150 à 200 centres éruptifs. Cette zone sera décrite plus amplement à la fin de ce chapitre, puisqu’elle constitue notre zone d’étude.
Le bassin sédimentaire
Mise en place du Bassin Pannonien
Historique
Le BP Néogène repose sur des strates très déformées des Carpates internes et sur les bassins du Paléocène. La formation du BP a commencé il y a 18 Ma (Début Miocène) par une subduction roll-back (la limite marquant le contact entre la plaque subductée et la plaque subductante va reculer en direction de la plaque subductée) de la plaque Européenne le long du front des Carpates (Figure 21a), qui va être compensée par un mouvement en direction de l’Est et avec une pression continue de la lithosphère pannonienne ante-rift (Figure 21b). La subduction roll-back va faciliter l’extension à l’intérieur du bassin (Corver et al. 2009).
Figure 21 : a- Subduction roll-back; b- Extension du BP liée à la subduction.
Source : [Huismans et al. 2002; Corver et al. 2009]
La première phase de rifting correspond à du rifting passif lié à l’extension back-arc (Dolton 2006; Huismans et al. 2002; Degi et al. 2010). Elle est représentée par une période active de formation de failles en extension dans la partie interne du continent (Corver et al. 2009). Elle va être la cause de l’ouverture de bassins en pull-appart sur les bords du BP ; dans un régime transtensionnel entre 17,5 et 14,5 Ma et d’extension pure entre 16,5 et 14 Ma. Elle est caractérisée par une subsidence tectonique rapide et est enregistrée partout dans le BP (Corver et al. 2009). Ce rifting a aminci fortement la lithosphère de la partie centrale du BP (Huismans et al. 2002). On notera que l’extension du BP est diachronique et qu’elle a commencé par les parties les plus externes. L’extension crustale ainsi que l’amincissement lithosphérique vont contrôler la subsidence entre 17 et 12 Ma (Horvath et al. 1988). La direction de la plupart des failles transformantes (WSW-ENE) correspond à l’axe principal de l’étirement maximal (Horváth & Rumpler 1984); elles sont perpendiculaires au principal front de subduction. L’extension de la zone interne a été accompagnée par de petites rotations de blocs individuels faillés. La principale période d’extension a été interrompue par de courtes ou longues inversions, c’est-à-dire par des périodes durant lesquelles la compression et le soulèvement étaient dominants. Une explication possible pour cet arrêt dans la subsidence pourrait être qu’à la fin du Sarmatien, la totalité de la lithosphère océanique disponible pour la subduction a été enfouie dans l’Est des Carpates. Ceci pourrait donc être le début de la collision entre les continents Tisza-Dacia et la plateforme européenne.
Comme constaté par Royden et al. (1982), la principale direction de l’extension du BP s’est produite le long de fractures OSO-ENE. Ceci a été compensé par un raccourcissement contemporain de l’Est des Carpates. L’extension de la partie profonde de la lithosphère ductile du BP peut s’expliquer par de la déformation plastique et de l’étirement alors que l’extension de la partie supérieure de la lithosphère s’est faite par déformation tectonique cassante. Dans la partie supérieure de la lithosphère deux mécanismes majeurs sont responsables de la formation des bassins profonds:
– L’extension le long de faibles angles de failles normales. La formation de ces failles est fortement liée au développement de complexes métamorphiques (Crittenden et al. 1980; Lister & Snoke 1984). En raison de l’updoming et du soulèvement du complexe métamorphique, les nappes vont glisser vers le bas entrainant un amincissement de la croûte et la formation de bassins profonds. Les mesures par traces de fission ont montré que le soulèvement et l’exhumation du complexe métamorphique ont eu lieu, dans la majorité des cas, durant le Badénien, c’est-à-dire durant la principale phase de la subsidence syn-rift au cours de la première moitié du milieu Miocène sur le territoire hongrois (Dunkl et al. 1994; Dunkl, I. and Demény 1997).
– L’activité transformante des failles. Le rifting général a lieu le long de systèmes de failles transformantes. Celles-ci sont répandues en Hongrie; leur existence a été prouvée par de nombreuses coupes sismiques (Horváth & Rumpler 1984). Une forte concentration de failles transformantes est présente le long de la Mid Hungarian Zone.
La formation des bassins profonds a lieu entre le début et le milieu du Miocène. Le développement de ces bassins peut être attribué à la première phase syn-rift. Dans les stades plus tardifs, ces dépressions ont été regroupées en une série de sous-bassins connectés ; l’aspect uniforme de l’actuel BP n’a été atteint que pendant l’importante évolution structurale de la fin du Miocène c’est-à-dire, dans la phase thermique de la formation du bassin. Les sédiments déposés durant la phase syn-rift sont principalement d’origine marine. La fin de la première phase de rifting a eu lieu il y a 14 Ma. Cependant, un échappement vers l’Est ainsi qu’un décrochement continu sont toujours présent après 14 Ma. Le développement du BP a été accompagné par une forte activité magmatique. Il y a 11,5 Ma a eu lieu une compression E-O à l’origine d’un uplift et d’une érosion importante (visible grâce à un hiatus temporel). La deuxième phase de rifting (ou phase post-rift) a eu lieu entre 11,5 et 8 Ma et n’est visible que dans les parties centrales du BP. Elle est associée à une remontée convective d’asthénosphère qui serait liée à l’étirement et à l’amincissement de la lithosphère pannonienne et serait contemporaine à la construction de l’Arc dans l’Est des Carpates (Huismans et al. 2002; Corver et al. 2009).
La phase thermique a eu lieu de 12 Ma à récemment (Horvath et al. 1988). Elle présente seulement des extensions locales et mineures (fluage de la lithosphère qui contrôle la subsidence). Elle est caractérisée par un affaissement thermique sans faille majeure, même dans la partie interne du continent. Cette relaxation thermique est cependant à l’origine de la relaxation générale, de la subsidence post-rift et de la continuité de la compression dans l’Est des Carpates. L’extension majeure a quasiment cessé à la fin du Miocène.
La subsidence thermique et la sédimentation rapide dans la seconde phase de rifting ont donné lieu à un dépôt relativement « plat » des strates. Les sédiments post-rift ne sont pas perturbés et reposent en discordance sur les séquences syn-rift dans la plupart des sous-bassins et sur les roches du socle au niveau des horsts.
Figure 22 : a- Deuxième phase de rifting associée à l’épisode compressif; b- Extension et compression contemporaine + remontée convective d’asthénosphère. Source : [Huismans et al.
2002; Corver et al. 2009]
La période post-rift est marquée par deux événements compressifs. Les deux phases sont associées à la réactivation de failles et à des inversions structurales à des échelles locales et régionales. Le premier événement compressif a eu lieu juste après la phase syn-rift (11-8 Ma, Figure 22) tandis que le deuxième événement a commencé au cours du Pliocène et a continué jusqu’à récemment (~6-0 Ma) (Corver et al. 2009).
Le BP n’est pas entièrement uniforme; il y a des bassins très profonds (>7000m) et d’autres peu profonds (<1000m). Sclater et al. (1980), Nagymarosy (1981) and Horvath et al. (1988) ont montré que le taux de subsidence et le taux de sédimentation n’étaient constants ni dans l’espace, ni dans le temps, pendant l’évolution du BP.
La formation du BP actuel s’est achevée au Pléistocène (Hidas et al. 2010); cependant, le BP est toujours affecté d’un champ de contraintes actif (Huismans et al. 2002) et d’un flux de chaleur important qui montrent que la limite lithosphère/asthénosphère est toujours en position élevée (Nagymarosy & Hamor 2012). Pendant le Miocène, la limite lithosphère/asthénosphère devait être dans une position encore plus élevée qu’actuellement pour deux raisons possibles :
– L’effet roll-back de la lithosphère océanique subductée dans l’Est des Carpates, tirée en direction du N et du N-E, va entrainer l’aspiration de la lithosphère plastique profonde en direction de la zone de subduction. Ceci a pu provoquer un étirement considérable de la lithosphère profonde.
– En accord avec Andrews & Sleep (1974) la lithosphère subductée génère un flux convectif dans l’asthénosphère et le flux engendré peut avoir érodé thermiquement la lithosphère mantellique de la microplaque intra-carpatienne et peut être même la croûte inférieure.
Il semble clair que dans les deux cas, la subduction qui était une conséquence de l’extrusion des microplaques ALCAPA et Tisza-Dacia pendant le Paléogène (Balla 1984; Csontos et al. 1992), a été un des moteurs dans le développement de la subsidence générale du BP (Figure 23).
L’évolution du BP à la fin du Miocène a été caractérisée par la poursuite de la réactivation tectonique. Cela comprend l’inversion des failles normales déjà formées, le soulèvement des flancs Est et Ouest du BP, la continuité de la subsidence et la réactivation des failles décrochantes dans la partie centrale du BP (Corver et al. 2009).
Table des matières
Introduction
Stratégie d’étude de la thèse
1 Contexte géologique & zone d’étude
1.1 Le Bassin Pannonien
1.2 La géodynamique locale
1.2.1 Historique
1.2.2 Thermomécanique associée
1.2.3 Volcanisme et flux de chaleur
1.3 Le bassin sédimentaire
1.3.1 Mise en place du Bassin Pannonien
1.3.2 Le système pétrolier du bassin
1.4 La Bakony Balaton Highland
1.4.1 Contexte géologique de la zone d’étude
1.4.2 Le volcanisme basaltique alcalin
1.4.3 Les édifices volcaniques étudiés
2 Les xénolites de le BBHVF
2.1 Echantillonnage et préparation des échantillons
2.2 Melt-peridotite interaction in the lithospheric mantle – Genesis of the Pannonian calcalkaline suites revealed by Alkali basalt hosted xenoliths
2.2.1 Introduction
2.2.2 Geological background
2.2.3 Petrography
2.2.4 Geochemistry
2.2.5 Discussion
2.2.6 Conclusion
2.2.7 References
3 Le carbone dans le manteau sous Pannonien
3.1 Highly CO2-supersaturated melts in the Pannonian lithospheric mantle – A transient carbon reservoir?
3.1.1 Introduction
3.1.2 Geological background
3.1.3 Analytical methods
3.1.4 Results
3.1.5 Discussion
3.1.6 Conclusions
3.1.7 References
4 La microtomographie, une nouvelle approche dans l’étude pétrographique des roches mantelliques
4.1 Principe de la microtomographie par rayons X
4.2 Les applications en géosciences
4.3 Microtomographie à rayon X de laboratoire, une approche préliminaire
4.3.1 Description de la méthode d’acquisition
4.3.2 Résultats obtenus et comparatif de méthode
5 Source du CO2 dans le Bassin Pannonien
5.1 Traçage du CO2
5.2 Échantillonnage des gaz d’aquifères
5.3 Techniques analytiques utilisées
5.3.1 Le GCC-IRMS
5.3.2 Le spectromètre de masse
5.4 Résultats obtenus
5.5 Discussion
5.6 Conclusions
6 La migration du CO2 : du manteau au bassin Pannonien
6.1 Le bassin Pannonien – une zone géodynamique favorable aux migrations lithosphériques de fluides mantelliques
6.2 Perspectives de ces travaux de thèse
Conclusions
Bibliographie
Annexes
Annexe 1 – Compositions en éléments majeurs et traces des minéraux primaires, secondaires et des verres des veines et melt pockets
Annexe 2 – Détermination par NanoSIMS des teneurs en H2O et CO2 des verres des veines et des melt pockets
Table des illustrations
Table des tableaux
