La Recherche

TeR: Tectonique et Reliefs

Le groupe TeR cherche à comprendre les processus de déformation de la lithosphère et leur lien avec la topographie : caractériser l’expression en surface des déformations et les couplages avec les processus d’érosion/transit/sédimentation en surface.

1. Quelle est la dynamique de la déformation de la lithosphère et son expression en surface?

2. Comment les processus de surface influencent-ils les processus profonds ?

1. Quelle est la dynamique de la déformation de la lithosphère et son expression en surface?

Notre objectif est de mener une réflexion surquand et pourquoi s'initie une chaîne de montagnes et sur l’amplitude des topographies et des reliefs potentiellement associés à la déformation de la lithosphère dans différents contextes géodynamiques, tant sur des systèmes récents (cénozoïques) qu’anciens.

  • Dans les zones de collision: contraindre la rhéologie de la lithosphère, sa structure thermique, la cinématique tridimensionnelle de sa déformation, pendant et après l’orogénèse et de suivre leur impact sur les modes de raccourcissement.
  • Dans les zones de subduction: préciser les modes de déformation de la plaque supérieure (raccourcissement, étirement, flexure…) et l’amplitude des mouvements verticaux associés (marqueurs géomorphologiques, histoire thermique, ..).
EXEMPLE : La topographie des Andes

La largeur des Andes varie de 200 à près de 2000 km. Les Andes Centrales constituent la partie la plus large et la plus haute de la chaîne, avec l’existence d’un haut plateau, l'Altiplano (4000 m d’altitude), dont on n’observe pas d’équivalent ailleurs dans la chaîne.

Nous proposons que l’élargissement des Andes centrales il y a 30 Ma (Oligocène), prélude à la formation de l’Altiplano, s'explique par la subduction d’un plateau océanique sous cette partie de la chaîne. La subduction du haut plateau a entraîné une diminution du pendage du plan de subduction (comme c’est le cas actuellement sous le Nord du Pérou et le centre du Chili, cf. figure ci-contre) en raison de la flottabilité de celui-ci, un arrêt du volcanisme dans cette région, et la migration de la tectonique compressive vers l’intérieur du continent avec l’apparition de la Cordillère orientale. Ce plateau océanique pourrait être lié au fonctionnement Crétacé du point chaud de Juan Fernandez, dans le Pacifique sud.

Référence : Martinod J., Husson L., Roperch P., Guillaume B., Espurt N., 2010. Horizontal subduction zones, convergence velocity and the building of the Andes. Earth and Planetary Science Letters, 299, 299-309.

EXEMPLE : La collision arc-continent à Taiwan

Notre objectif est de dater et quantifier l’exhumation dans les zones de convergence pour en comprendre les facteurs de contrôle. Les marqueurs géologiques de l’initiation de la collision sont généralement éffacés, au cours de l’orogenèse, par l’érosion. Au Sud de Taiwan, les sédiments déposés sur la marge continentale eurasiatique ont enregistrés les processus en jeux aux début de la croissance de la chaîne de montagnes. Nous avons réalisé des datations traces de fission des grains de zircon dans ces sédiments (grès) d’âge Eocène prélevés à différentes altitudes. Le profil âge-altitude a été modélisé pour quantifier à la fois le géotherme et la vitesse d’exhumation ou de refroidissement. Nous montrons que l’accrétion continentale sous marine a débuté à 7.1 Ma en relation avec le refroidissement en base du prisme. A partir de 3.2 Ma, l’érosion sub-aérienne s’initie alors que le géotherme augmente. L’histoire temps-température décrite (Figure) suggère le contrôle par la géométrie et la nature de la marge continentale raccourcie. Ainsi, le stade initial correspond à la deformation d’une marge très amincie. A partir de 3.2 Ma le raccourcissement de la portion de marge continentale peu amincie contrôle l’accélération de l’érosion et la formation de Taiwan, une des chaînes la plus active au monde.

Fig4-FM

Evolution tectonique de la collision arc-continent à Taiwan. Le refroidissement initial à 7.1 Ma est lié à l’inversion de la marge distale eurasiatique. L’accélération après 3.2 Ma est associée à la collision de l’arc de Luzon. Les courbes rouges présentent schématiquement les isothermes défléchient vers le bas pendant le sous-charriage de la marge distale, puis vers le haut lorsque la marge continentale raccourcie s’épaissie et l’érosion augmente. Le carré rouge correspond à la position du profil âge-altitude. WF—Western Foothills; CR—Cen- tral Range; Lichi—Lichi ophiolitic mélange CoR—Coastal Range.

Référence : Mesalles, L., F. Mouthereau, M. Bernet, C.-P. Chang, A. Tien-Shun Lin, C. Fillon, and X. Sengelen (2014), From submarine continental accretion to arc-continent orogenic evolution: The thermal record in southern Taiwan, Geology, 42(10), 907–910.

2. Comment les processus de surface influencent-ils les processus profonds ?

Notre objectif est d’identifier, dans différents contextes géodynamiques, les effets d’amplification liés aux processus de surfaces et de les séparer des autres contributions (tectonique, dynamique mantellique).

  • Dans les zones de convergences (collision/subduction), nous séparons, dans les champs de déformation, les effets des processus de surface, de déformation de la plaque supérieure et de la topographie dynamique.
  • Dans les zones de divergence (rifts/marges passives) sont soumises à des amplitudes de déformation plus faibles : nous différencions dans les mouvements verticaux les effets de rhéologie de la lithosphère de ceux de la dynamique de l’érosion.
  • Les domaines cratoniques sont soumis à des amplitudes de déformation beaucoup plus faibles. Ils nous permettent d’évaluer les effets respectifs de l’altération, du climat (humidité/aridité), de l’isostasie et de dynamique mantellique, ainsi que les interactions entre l’ensemble de ces processus.
Fig12_SurfProcess

Modélisation de l'impact de l'efficacité des processus d'érosion/sédimentation sur l'amplitudes des mouvement verticaux liés à la subisdence thermique, subisdence gravotaire et l'isostasie flexurale.  (a) Géométrie de la marge passive après 140 Ma. (b) Taux de déplacements verticaux incrémentaux (tous les 10Ma).

EXEMPLE : Influence de l'efficacité de l'érosion/ sédimentation sur les mouvements verticaux d'une marge passive

Dans le cas de l'évolution post-rift d'une marge passive, l'érosion induit un soulèvement fléxural sur le continent et la sédimentation amplifie la subsidence flexural dans le bassin. Plus les processus de surface sont efficaces, plus la réponse flexurale est importante. En l'absence de processus de surface, la marge ne montre pas de soulèvement au cours du post-rift.

Référence: D. Rouby, J. Braun, O. Dauteuil, F. Deschamps, Robin, C. Vertical movement of passive margins: interactions between surface transfer, flexural isostasy and 3D thermal subsidence Tectonophys. 604, 83-103 (2013).

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