Sommaire: Transition spatio-temporelle entre rift sédimentaire et marge passive volcanique

1. Introduction
2. L’extension lithosphérique et les grandes provinces magmatiques
2.1 L’extension lithosphérique
2.1.1 Rifting actif et rifting passif
• Le rifting passif
• Le rifting actif
2.1.2 Modèles de rupture lithosphérique
• Modèle de McKenzie
• Le modèle de Wernicke
• Le modèle mixte
2.1.3 Géométrie globale des systèmes extensifs
• Rifts étroits
• Rifts étendus
2.1.4 Les facteurs qui contrôlent le mode d’extension
• Contrôle rhéologique
• Contrôle du taux de déformation
• influence du magmatisme
2.1.5 Evolution des idées sur la rupture lithosphérique en contexte non/peu magmatique
2.2 Les grandes provinces magmatiques
2.2.1. Caractéristiques générales et localisation géographique
2.2.2. Magmatisme et chimisme des grandes provinces magmatiques
• Le magmatisme
• Chimisme des grandes provinces magmatiques
2.2.3. Modèle de formation
2.2.3.1.La convection mantellique
• Modèle de convection à un seul étage
• Modèle de convection à deux étages
• Nouveaux modèles de convection
2.2.3.2. Les panaches mantelliques
• Modèles de panaches
• L’alternative aux panaches
2.2.4. Déformation lithosphérique et localisation des LIPs
2.3 Les marges passives magmatiques
2.3.1. Caractéristiques générales et localisation des principales marges volcaniques
2.3.2. Structure crustale et des marges passives volcaniques
• Profil sismique des marges passives volcaniques
• Structure crustale des marges passives volcanique
2.3.3. La transition continent-océan (COT) des marges passives volcaniques
• HVZ
• Croûte de transition
• Les SDRs
2.3.4. Segmentation des marges passives volcaniques et l’hypothèse des « points mous » lithosphérique
2.4. La province magmatique Nord Atlantique
2.4.1. Cadre géodynamique de la de la Zone Nord Atlantique
2.4.2. Développement de la marge Norvégienne
2.4.3. Développement du système Labrador/Baie de Baffin
2.4.3.1. Enregistrement sédimentaire dans le système Labrador-Baffin
• La série sédimentaire offshore du Méso-Cénozoïque de la Mer du Labrador
• La série sédimentaire offshore du Méso-Cénozoïque du SW Groenland
• La série sédimentaire Crétacé – Tertiaire dans la zone de la Baie de Baffin
• La série sédimentaire de la Baie de Melville
2.4.3.2. Histoire géodynamique du système Labrador-Baffin
2.4.4. Structure générale du socle Groenlandais
3. Détermination de l’histoire anté-magmatique de la marge : histoire tectono-sédimentaire du bassin de Disko/Svartenhuk au Crétacé/ début Tertiaire
3.1. Paléogéographie de Bassin de Disko/Svartenhuk
3.2. Rôle de l’héritage structural dans la morphologie du bassin
3.3. Evolution Tectono-sédimentaire du bassin de Disko/Svartenhuk
3.3.1. Épisode syn-rift du Crétacé inférieur/ Cénomanien
• Les sédiments syn-rift de l’Aptien ?/Albien
• Les sédiments syn-rift de l’Albien/Cénomanien
3.3.2. Développement d’un Sag Bassin au Turonien-Campanien
3.3.3. La période d’extension du Crétacé supérieur/début Tertiaire
• La faille bordière d’Ikorfat
• Les sédiments du Maastrichtien/Paléocène inférieur
4. Caractérisation de la déformation Tertiaire
4.1. Le volcanisme de la marge Centre-Ouest Groenland
4.2 La structure Tertiaire de la marge : organisation générale
4.2.1. La structure générale de la marge
4.2.2. Synthèse des résultats de la fracturation de la Marge
• Le segments de marge NW de Svartenhuk Halvø et Ubekendt Ejland
• Le segment NE de Nuussuaq
• Le segment N-S de Disko
4.3. Champs de contrainte Tertiaire
4.3.1. Extension syn-flexure et syn-magmatique
• Extension NE à ENE à Svartenhuk Halvø
• Extension ENE à Ubekendt Ejland
• Directions d’extensions à Nuussuaq
• Directions d’extensions à Disko
4.3.2. Extension post-flexure
• Extension subméridienne à Svartenhuk Halvø
• Extension subméridienne à Ubekendt Ejland
• Extension NNW à N-S à Nuussuaq
4.4. Champ de contrainte du bassin sédimentaire
4.4.1. Analyse directionnelle de la fracturation dans le bassin sédimentaire
4.4.2. Détermination des paléo-tenseurs de contraintes
5. Architecture 3D et évolution tectonique du SDR interne de Svartenhuk Halvø (Groenland) : un modèle pour expliquer le break-up syn-magmatique dans la région Nord Atlantique Abstract
5.1. Introduction
5.2. La marge volcanique du SE de la Baie de Baffin (la région de
Disko/Svartenhuk Halvø)
5.3. Les formations volcaniques de la marge Groenlandaise
5.4. Géométrie 3D du SDR interne de Svartenhuk Halvø
5.4.1. La structure générale de Svartenhuk Halvø
5.4.2. Modèle géométrique
5.4.3. Analyse cartographique 2D
5.4.4. Architecture 3D du SDR
5.5. Évolutions tectoniques de Svartenhuk Halvø au cours de la flexuration
5.5.1. Extension NE à ENE-WSW
5.5.2. Extension subméridienne
5.6. Discussion
5.6.1. Comparaison avec les données sismiques
5.6.2. Relation Géométriques entre dykes et flexure
5.6.3. Origine de la flexure
5.6.4. Extension de la marge et Géodynamique
5.6.5. Analyses géochimiques des populations de Dykes
5.7. Conclusion
6. Histoire thermique du bassin sédimentaire de Disko/Svartenhuk
6.1. Histoire thermique de la zone Nord Atlantique
6.2. Histoire thermique de la marge Centre Ouest Groenlandaise
6.3. Etude de la maturation de la matière organique dans le bassin de Disko/Svartenhuk
6.3.1. Échantillonnage
6.3.2. Méthodologie
• La réflectance de la vitrinite
• La microspectrofluorimétrie
• La pyrolyse Rock-Eval
6.4. Résultats
• Le Rock-Eval
• La réflectance de la vitrinite
• La paléo-température du bassin de Disko/Svartenhuk
7. Analyse magnétique des échantillons d’argiles du bassin Disko/Svartenhuk
7.1. Magnétisme des roches
7.1.1 Propriétés magnétiques des solides
• Le diamagnétisme
• Le paramagnétisme
• Le ferromagnétisme au sens large
7.1.2. Hystérésis magnétique
7.2.l’aimantation des roches
7.2.1. Les différents types d’aimantation naturelle
7.2.2. Aimantations induites ou artificielles
7.3.minéralogie magnétique
7.4. méthodologie
7.5. minéralogie magnétique des roches étudiées
7.5.1. Désaimantation thermique de l’aimantation naturelle
7.5.2. Etude à basse température de la coercivité
7.6. Détermination d’un nouveau paramètre de rang dans la fenêtre à huile
7.7. Conclusion
8. Discussions et conclusions
8.1. Evolution tectonique de la marge SE Baffin
8.1.1. Evolution ante-crétacé
8.1.2. Evolution au Crétacé inférieur
8.1.3. Période post-rift du Cénomanien/Campanien
8.1.4. Extension du Campanien/Maastrichtien
8.1.5. Evolution pendant le Paléogène
8.2. Comparaison avec la marge de Vøring
8.2.1. Déformation comparée des marges de Vøring et Centre Ouest Groenland
8.2.2. L’évolution thermique
Bibliographie
ANNEXE I
ANNEXE II
ANNEXE III

Extrait du mémoire transition spatio-temporelle entre rift sédimentaire et marge passive volcanique

CHAPITRE I
1. Introduction
Les marges continentales passives sont à la transition entre lithosphère océanique et lithosphère continentale. Elles sont créées à la suite d’un ou plusieurs épisodes de rifting de la lithosphère continentale, ayant conduit à l’océanisation. D’importants progrès ont été faits dans le domaine de la compréhension de l’extension lithosphérique et des processus de breakup. Comme je vais le développer plus loin (cf. § 2), on peut distinguer deux types de marges passives en fonction des taux de production magmatique avant, pendant et après la rupture lithosphérique. Ceci ne signifie pas que les marges non-volcaniques ne montrent pas de magmatisme (Péron-Pinvidic et al., 2007), mais les volumes en jeu sont incomparable par rapport aux marges volcanique, d’autant plus que le magmatisme est relativement tardif aux marges non volcaniques.
Il est important de noter que les marges les plus étudiées restent les marges non-volcaniques qui sont à l’origine de modèles évolutifs récents sur les mécanismes de rupture lithosphérique. Les modèles classiques utilisés pour définir les marges passives non volcaniques se sont révélés trop simplistes pour décrire correctement toutes les observations.

Les forages ont notamment révélé que les croûtes continentale et océanique ne sont pas strictement juxtaposées dans la marge profonde. Les processus de rifting ne conduisent pas à l’accrétion océanique directement après l’amincissement et la rupture de la lithosphère continentale. Un domaine transitionnel existe entre les deux types de croûte, nommé transition océan–continent (TOC). Malgré les efforts importants entrepris au cours des 20 dernières années, sa composition et sa formation sont toujours débattues. Quelles que soient les données considérées (sismique réflexion, sismique réfraction, magnétisme, gravimétrie), toutes les mesures géophysiques indiquent que ce domaine ne correspond ni à de la croûte continentale, ni à de la croûte océanique, mais plutôt des allochtones de croûte continentale ‘flottant’ au dessus d’un détachement situé au toit d’un manteau lithosphérique serpentinisé.

Les modèles classiques extrêmes, tels que cisaillement pur et cisaillement simple, ne sont pas suffisants pour tenir compte de la complexité observée. Un certain nombre de questions se posent concernant les forces motrices de l’extension lithosphérique et les mécanismes responsables de ces architectures, le rôle de la croûte inférieure dans le contrôle de la déformation, le calendrier et le style de dénudation du manteau et la transition de  l’exhumation mantellique à l’accrétion océanique.
En effet, les processus d’extension lithosphérique sont liés, de manières non exclusives :
• Soit à la dynamique des plaques i.e. contrôlée par les forces aux limites, ce cas correspondant classiquement au concept de rifting ‘passif ’caractérisé par la quasiabsence de volcanisme au cours des processus de rifting et conduisant à la formation de marges passives non volcaniques.

• Soit aux forces de volumes, qui sont principalement la conséquence de la dynamique du manteau et qui correspondent au phénomène de rifting ‘actif’ et qui sont accompagnés par l’intrusion et l’extrusion de grands volumes magmatiques et correspondant à la formation de marges passives volcaniques.
Les marges passives volcaniques seraient dans ce schéma le résultat du rifting actif. Elles marquent généralement la rupture lithosphérique au dessus d’un manteau dont la fusion est anormalement forte. Elles sont liées à la formation des grandes provinces magmatiques (LIP Large Igneous Provinces) caractérisées par l’intrusion et l’extrusion de gigantesques volumes magmatiques.

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