Activities of Laboratory Geodynamics and Geophysics (LGG)

  1. Fluides et hydrates de gaz 
    1. Le delta profond du Nil
    2. La marge Nordique
    3. Caractérisation sismique des hydrates de gaz
  2. Risques naturels : marges actives et relations fluides/sismicité 
    1. Etude de la structure profonde des marges passives en contexte de subduction
    2. Etude des relations entre fluides et sismicité
    3. Structuration de marges passives et des bassins sédimentaires
  3. Projet ZoNeCo-11
  4. Geophysical Oceanography
  5. Liens
  6. Présentation du laboratoire

En 2005 et 2006, le laboratoire de Géophysique et Géodynamique a contribué au programme «Interactions fluides/minéraux/écosystèmes dans les environnements extrêmes », en particulier dans le cadre du programme européen Hermès (avril 2005-mars 2009). Les travaux du laboratoire ont porté sur :

  • les fluides et les hydrates de gaz,
  • la caractérisation hydrogéologique des suintements froids.

Les actions du LGG ont porté sur :

  • la structuration des marges passives et des bassins sédimentaires,
  • les risques naturels (marges actives et relations fluides/sismicité).

D'autres actions, plus ponctuelles, ont également été conduites :

  1. sur l'utilisation de la sismique en océanographie physique ;
  2. sur la déformation intra-plaque océanique et l'analyse des flux thermiques sur la croûte océanique.

Les actions principales sont résumées ci-après.

1 - Fluides et hydrates de gaz

Ces travaux ont concerné d'une part la caractérisation hydrogéologique des suintements froids (Nil et marge norvégienne), d'autre part le développement de méthodes sismiques pour la détection des hydrates de gaz (Nouvelle Calédonie).

1.1 - Le delta profond du Nil

Le delta profond du Nil (500-3000 m) est une province géologique présentant de nombreux suintements de fluides froids en fond de mer. Les fluides, enrichis en méthane et autres hydrocarbures volatils, ont leur source à une profondeur de plusieurs kilomètres sous le fond de la mer. Ils sont localement hypersalins lorsque leur remontée vers le fond de mer s'est faite au travers de dépôts de sel Messinien. Les travaux réalisés par le laboratoire ont été conduits en 2006 dans le cadre d'une collaboration entre l'Ifremer et la Vrije Universiteit d'Amsterdam. Les recherches entreprises concernent l'analyse multi-échelle des données géophysiques de surface et subsurface dans le delta profond du Nil, et la corrélation avec des observations in situ [Nautilnil (2003) et Mimes (2004), principalement].

  • Evaluation de la distribution et de la typologie des sites actifs d'émanations fluides : volcans de boue et encroûtements carbonatés du delta profond du Nil.
  • Analyse géophysique haute résolution des structures géologiques d'émanations fluides à partir des données de microbathymétrie, imagerie backscatter (paramètres de rétro-diffusion du fond) et profils CHIRP, et signification géologique associée.
  • Distribution des épanchements gazeux basée sur des enregistrements acoustiques dans la colonne d'eau.
  • Cartographie et analyse multi-fréquence et multi-échelle du fond marin : intégration des données multifaisceau coque, sonar et AUV.
  • Caractérisations géologique et biologique des écosystèmes associés basées sur des observations et mesures faites in situ (ROV, sous-marin) correspondant à une approche multidisciplinaire en collaboration avec des géochimistes, biologistes et microbiologistes.

1.2 - La marge Nordique

Un travail similaire d'intégration des données cartographiques et observations ROV (à partir des données recueillies au cours de la campagne Vicking notamment) a été entrepris sur les structures d'émissions de fluides de la marge nordique comprenant le volcan de boue Hakon Mosby et les cheminées à gaz de la pente de Nyegga sur le flanc nord des glissements de Storegga.

Un travail de modélisation numérique des flux de fluides froids enrichis en hydrocarbures (principalement en méthane) à travers le fond de mer a été entrepris. Ce travail a porté sur le volcan de boue sous-marin Hakon Mosby au nord de la Norvège (Feseker et al., 2008) et sur les volcans de boue du delta profond du Nil (Feseker et al., soumis à Marine Geology). La modélisation s'appuie sur un ensemble de données de température de boue recueillies à la surface des volcans à l'occasion de carottages (thermomètres attachés au tube de carottier) ou à partir de mesures faites avec une sonde de température courte (60 cm) spécialement conçue pour une mise en oeuvre à partir du ROV Victor. L'acquisition des données a été faite pendant les campagnes Ifremer Nautinil (2003) sur le delta profond du Nil et Vicking (2006) sur la marge nordique. Elles ont été complétées sur le volcan de boue Hakon Mosby par des mesures effectuées lors des campagnes ARK XIX/3b (2003) et AWI-ROV (2005) de l'institut polaire allemand AWI de Bremerhaven, et sur les volcans de boue du delta profond du Nil par des mesures effectuées au cours de la campagne hollandaise MIMES (2004) dans le cadre du projet ESF EUROMARGINS MEDIFLUX.

La modélisation a permis d'estimer des vitesses de remontée des fluides froids de l'ordre de 4 à 10 m/an dans la partie centrale du volcan de boue Hakon Mosby (Feseker et al., 2008). Dans le cas du volcan de boue Isis, un travail plus complet a été entrepris prenant appui également sur les gradients de chlorinité mesurés sur les carottes. La modélisation des profils de température combinée à celle des profils de chlorinité suggère qu'entre les deux périodes d'observation (2003 et 2004), un régime d'infiltration de l'eau de mer à la surface du volcan à des taux de 1 à 3 m/an a prévalu (Feseker et al., soumis à Marine Geology). L'ensemble des observations faites sur le volcan de boue Hakon Mosby comme sur le volcan Isis indique des régimes fluides instables dans le temps, probablement associés à des éruptions et déformations épisodiques à la surface des volcans. Cette modélisation ne permet pas de quantifier les flux de gaz libre (émissions de bulles de méthane et autres hydrocarbures volatils) détectées par les observations directes avec le ROV ou par la présence de panaches de forte réflectivité acoustique dans la colonne d'eau (Sauter et al., 2006). Les instabilités temporelles de l'activité des volcans de boue intéressent à la fois les géologues des risques naturels et les océanographes désireux de mieux quantifier les émissions de méthane en fond de mer et leur impact sur la colonne d'eau et ultimement sur l'effet de serre de l'atmosphère.

1.3 - Caractérisation sismique des hydrates de gaz

Depuis les années 2000, le LGG a développé une compétence dans le domaine de la caractérisation sismique de la présence de fluides et d'hydrates de gaz, qui commence à être aujourd'hui reconnue tant sur le plan national qu'international. Cette compétence s'appuie essentiellement sur la sismique haute résolution, 2D et 3D, pour les études de détail (couverture sédimentaire superficielle, hydrates de gaz, sorties de fluides, etc.).

Les clathrates de méthane, communément appelés hydrates de méthane, se trouvent dans les sédiments marins le long des marges continentales. Ces hydrates consistent en du gaz piégé dans des « cages » de glace, et sont stables dans une zone, dite de stabilité, gouvernée principalement par les conditions de température et de pression, généralement depuis le fond océanique jusqu'à entre 200 et 600 m de profondeur dans les sédiments. Au-delà de cette profondeur, en raison du gradient géothermique, les températures deviennent trop élevées pour permettre aux hydrates d'être stables (Sloan E.D., 1998).

Un BSR (Bottom Simulating Reflector), comme son nom l'indique, est un réflecteur sismique qui mime la géométrie du fond océanique. Plusieurs types de BSR sont observés dans le monde : BSR à hydrates, diagénétiques, artefacts de l'enregistrement. Les BSR associés aux hydrates sont générés au niveau du passage entre des sédiments contenant des hydrates de gaz (solides) au-dessus et des sédiments contenant une certaine quantité de gaz dessous (Andreassen et al., 1997, Tinivella & Accaino, 2000). Dans ce cas, le contraste d'impédance négatif (dû à la présence de gaz sous la transition) génère un réflecteur de polarité négative, par rapport à celle du fond. Un BSR caractéristique de la présence d'hydrates de gaz a donc les trois principales propriétés suivantes :

  • polarité négative,
  • est, en première approximation, parallèle à la surface du fond marin,
  • recoupe les horizons stratigraphiques lorsque ces derniers ne sont pas parallèles au fond.

Ci-après nous présentons l'exemple du bassin de Fairway.

Au cours de la campagne ZoNeCo-11 en septembre 2004, des données de sismique haute résolution ont été acquises dans le but de confirmer ou d'infirmer la présence d'hydrates de gaz dans le bassin de Fairway, comme cela avait été suggéré après les campagnes FAUST et ZoNéCo-5 (Figure 1).

Deux réflecteurs bien identifiés (RN et RP, cf. Figure 2) apparaissent sur les profils de sismique. Associé à une inversion de phase, le réflecteur RN tronque clairement les séries sédimentaires, sans recouper les horizons. Le calage stratigraphique réalisé à partir du forage DSDP 208 nous permet d'identifier ce réflecteur comme étant la discordance régionale Eocène/Oligocène, qui marque le passage entre des sédiments carbonatés (craie) au-dessus et des sédiments riches en silice biogénique (radiolaires, diatomées, silicoglagellés) en dessous. Les mesures de vitesse obtenues sur notre site d'étude à partir des OBS (figure 4, d'après Nouzé H. et al., 2005) sont très cohérentes avec celles du forage et confortent notre interprétation.

RP recoupe la stratification sédimentaire et présente une polarité positive. Il ne peut donc s'agir d'une transition sédimentaire. S'il devait être lié à la présence d'hydrates de gaz, il devrait représenter le toit de sédiments contenant une grande quantité d'hydrates, ce qui pose plusieurs problèmes : i) la base des hydrates, habituellement bien marquée par un réflecteur à polarité négative, n'est ici pas visible ; ii) lorsque les sédiments dans lesquels se forment les hydrates sont homogènes, la transition sédiments/sédiments hydratés est théoriquement progressive et l'on ne peut donc avoir de fort contraste qui créerait un réflecteur du type RP. Il est donc proposé que RP correspond à la trace du front diagénétique associé à la conversion entre l'opal-A (silice biogénique) et l'opal-CT (porcelanite) tel que cela a été échantillonné dans l'Eocène moyen au site DSDP 208.

Les données de flux de chaleur acquises avec le Marion Dufresne lors de la campagne ZoNéco-12/AUSFAIR en février 2006 confirment cette interprétation, qui va à l'encontre de l'hypothèse faisant état de la présence d'hydrates de gaz dans le bassin de Fairway.

2 - Risques naturels : marges actives et relations fluides/sismicité

La sismicité sous-marine diffère à plusieurs titres de la sismicité terrestre en raison notamment de circulations de fluides dans les structures actives ; son approche également, en raison des difficultés d'observation de cette sismicité et de son environnement, à petite comme à grande échelle (tranche d'eau, éloignement ou inadéquation des réseaux terrestres ...). L'activité sismique sous-marine est pourtant la plus répandue sur la surface du globe, les frontières de plaque se situant pour l'essentiel en domaine océanique (dorsales, subductions, zones de fracture) et les plus actives se situant en bordure de continents ou d'arcs insulaires. Les risques induits (destruction, tsunami, modification du littoral, effondrement gravitaire sur les marges...) et la concentration de populations sur le littoral font de la recherche dans ce domaine un enjeu majeur.

Les travaux et les développements récents réalisés par le Département des Géosciences marines de l'Ifremer contribuent à l'effort de recherche dans ce domaine. Au cours des années 2005-2006, nous avons abordé la question de deux manières différentes :

Traditionnellement, l'approche classique consiste à comprendre les processus géodynamiques générateurs de séismes et de localiser et caractériser les structures actives. Le laboratoire y a contribué avec les chantiers de Taïwan et Sumatra.

Une approche exploratoire consiste à aborder la question des facteurs déclenchants et des propriétés physiques des matériaux au voisinage des failles actives sous-marines, suivant des approches spécifiques et novatrices.

2.1 - Etude de la structure profonde des marges passives en contexte de subduction

Action Sumatra 
Suite au séisme géant de Sumatra du 26 décembre 2004, des opérations à la mer soutenues par l'ANR ont été très rapidement mises en place, en 2005 et 2006, grâce à la réactivité de l'IPEV, qui a mis le Marion Dufresne à la disposition de la communauté nationale. Le LGG a conduit la campagne AFTERSHOCKS en septembre 2005 et a participé activement à la campagne SAGER pour l'acquisition de données de sismique réfraction et réflexion grand-angle le long de 2 longs profiles (AB et CD, Figure 5).

L'interprétation des données bathymétriques (Aftershocks, Sager-OBS et campagne HMS Scott) et 3.5 kHz montre l'existence de structures orientées NS dans la plaque plongeante, parallèlement aux failles transformantes du bassin de Wharton, qui sont probablement à l'origine de la structuration du prisme d'accrétion.

L'inversion tomographique paramétrée pour le profil de sismique profonde proche de l'hypocentre a permis d'obtenir un premier modèle de vitesses sismiques jusqu'à environ 27 km de profondeur. L'interprétation des répliques enregistrées lors de la campagne Aftershocks, combinée à celle des données de sismique, indique par ailleurs que les failles actives s'accumulent dans les premiers 10 à 30 km du prisme d'accrétion (Figure 6).

Action Taïwan

En novembre 2003, 15 OBS (Ocean Bottom Seismometers) ont été déployés dans le bassin d'Okinawa (mer des Philippines). Plus de 3300 microséismes ont été enregistrés et localisés, et 4 clusters majeurs ont ainsi pu être identifiés. La plupart des microséismes sont alignés le long d'une faille de direction E-W, à l'origine de l'extension N-S du bassin d'Okinawa. La distribution des hypocentres se termine à la prolongation de la faille de Lishan dans la direction NE-SW. Ceci confirme le rôle majeur de la faille de Lishan dans le processus d'ouverture du bassin d'Okinawa.

Pendant la campagne en mer de 2003, deux profils de sismique grand-angle ont été réalisés avec une source de 1275 in3, pour réaliser à la fois de la sismique réfraction (OBS) mais également de la sismique réflexion grâce à une flûte sismique de 600 m. La modélisation des ces données montre un bassin sédimentaire de 1-2 km d'épaisseur reposant sur un socle caractérisé par des vitesses de 3,2 à 3,5 km/s. L'épaisseur crustale dans le bassin, déterminée à 10 km, augmente dans la direction de l'arc de Ryukyu.

L'ANR (Agence Nationale de Recherche) a accepté, en 2006 et pour 4 années, le projet ACTS (Active Tectonics and Seismic Hazard in Taiwan) visant à étudier la sismicité et la sismo-tectonique à Taïwan. La déformation au nord de Taïwan est actuellement extensive avec 2 bassins sédimentaires fortement urbanisés (capitale Taipei, plaine d'Ilan). Cette zone de déformation se poursuit en mer dans le système arrière-arc d'Okinawa où il est prévu de réaliser un profil de sismique grand-angle. Le rôle principal de l'équipe Ifremer sera l'acquisition et l'interprétation de ces données de sismique grand-angle dans le bassin d'Okinawa (Figure 7).

2.2 - Etude des relations entre fluides et sismicité

Comprendre le rôle des fluides et les relations avec la sismicité constitue aujourd'hui un enjeu crucial dans les zones côtières exposées au risque sismique. Au cours des années 2005 et 2006, nous avons mis en place les éléments nécessaires pour aborder cette problématique, avec, notamment, le développement des LOTOBS (Long Term OBS), des sismographes fond de mer destinés à faire de l'écoute passive pendant des durées supérieures à un an. Les chantiers abordés dans le cadre du projet ANR/ISIS sont : l'Algérie et la mer de Marmara. Les zones d'étude étant situées près des côtes où existent des réseaux terrestres, nous avons choisi de développer des OBS de courte période (4,5 Hz) en grande quantité, plutôt que des OBS longue période, plus performants mais plus chers, donc forcément moins nombreux.

Action Algérie : participation à la campagne Maradja2

Lors de la campagne Maradja2, 2 piézomètres et 6 OBS ont été déployés en novembre 2005 à la terminaison occidentale du système de failles qui a joué suite au séisme de Boumerdès de mai 2003, au large de l'Algérie. Déployés pendant 1 mois, les OBS ont enregistré 21 séismes locaux exploitables, dont un de magnitude 3,5, situé à moins de 5 km d'un des piézomètres, dont la récupération est prévue en 2007.

Action mer de Marmara : Préparation de la campagne MarNaut

La région d'Istanbul, peuplée de plus de 12 millions d'habitants, est fortement exposée au risque sismique, du fait de la proximité de la faille de la mer de Marmara. C'est aussi une zone privilégiée (Figure 8) pour étudier les relations entre fluides et sismicité en domaine sous-marin, du fait de la présence de suintements froids associés aux failles actives, documentés, notamment, lors de la campagne MarmaraScarps réalisée en 2002 avec le ROV Victor de l'Ifremer [Armijo et al, 2005]. La localisation des sites sur la zone de faille suggère que le système hydrogéologique est sans doute très sensible aux variations de contraintes et de taux de déformation dans la zone de faille.

Ceci pose des questions fondamentales concernant les relations entre la zone sismogène et les sédiments de surface : quelle est la réponse des fluides interstitiels à la mise en charge de la faille ? Qu'est ce qui fait sortir le gaz et entrer l'eau après un séisme ? Dans quelles conditions et d'après quels processus pourrait-il y avoir des sorties de fluides ou de gaz avant un séisme ?

Au cours de l'année 2006, nous avons préparé la campagne MarNaut pour laquelle nous avions pris l'engagement de déployer quatre OBS (Figure 10) et un piézomètre (Figure 9) pour une durée de 4 mois au voisinage immédiat de la faille active principale dans le bassin de Tekirdag.

Lien avec les observatoires de fond de mer : Le Programme ESONET

L'étude des relations entre fluides et sismicité requiert l'acquisition simultanée de nombreux paramètres et informations : l'activité sismique, la déformation dans la croûte, la concentration de certains éléments géochimiques (e.g. taux de radon), les précurseurs géophysiques (température et pression des fluides, variations des champs électrique et magnétique), etc. Le programme ESONET (European Seafloor Observatory Network) offre une plate-forme potentielle pour mener un tel projet.

Piloté par l'Ifremer, l'actuel réseau d'excellence ESONET (European Seafloor Observatory Network) offre une plate-forme potentielle pour mener un tel projet. Ce programme, qui devrait monter en puissance, pour devenir après 2011 un Projet Intégré soutenu par la Commission Européenne, a affiché - entre autres - la mer de Marmara comme site prioritaire pour la surveillance des risques sismiques.

2.3 - Structuration de marges passives et des bassins sédimentaires

La Méditerranée Occidentale

D'un point de vue océanographique, la mer Méditerranée (mer Noire incluse) possède des caractéristiques bien particulières à l'intérieur de l'océan Global : sa couche d'eau, qui atteint 3000 m dans les bassins principaux, est soumise à une évaporation importante qui n'est pas compensée par les arrivées fluviatiles ; l'équilibre salifère est maintenu par les échanges avec l'Océan Global via le Détroit de Gibraltar (d'une profondeur avoisinant 300 m sous le niveau marin actuel). Cet équilibre est donc très fragile : il dépend intimement de l'évolution tectonique de la région et est très sensible aux variations eustatiques.

De nombreuses caractéristiques font du golfe du Lion et la Méditerranée Occidentale un laboratoire naturel. C'est un segment d'une marge continentale passive qui est jeune (moins de trente-cinq millions d'années) et dont le gradient de pente est particulièrement faible. Cela rend possible l'observation précise de sa structuration et l'analyse détaillée de sa couverture sédimentaire ; la marge homologue, en Sardaigne, étant pareillement accessible, l'ensemble constitue un objet rare à l'échelle du globe pour étayer d'observations les modèles de rupture continentale. La largeur de son plateau et la faible valeur de sa pente continentale en font le lieu des meilleures observations possibles pour embrasser le phénomène du Messinien méditerranéen dans toute son ampleur : on peut y mesurer l'érosion subaérienne de son plateau, observer la trace de la transgression marine sur sa pente et, au pied de celle-ci, cartographier l'échelonnement des dépôts détritiques et leur passage latéral aux évaporites. La série sédimentaire, et en particulier la série détritique messinienne, est complète, non affectée par une tectonique crustale. La série pré-messinienne est en outre clairement identifiée, jusqu'au Miocène inférieur. Les corrélations sont possibles sur toute la marge, ce qui permet une évaluation précise du rapport érosion/sédimentation. Enfin, exception faite de l'événement Messinien, la mer Méditerranée a toujours été connectée avec l'Océan Global et a ainsi subi les diverses variations du niveau de la mer liées aux variations des calottes glaciaires Arctique et Antarctique. Le bassin drainant du Rhône, l'un des deux plus importants fleuves de la mer Méditerranée, sous l'influence des glaciers montagneux qui ont recouvert une large partie des Alpes et qui ont induit une forte érosion durant le Plio-Quaternaire, y déverse tous les sédiments charriés. Le plateau et la pente du golfe du Lion ont ainsi enregistré la succession des fluctuations glacio-eustatiques pour les derniers 500.000 ans (interprétation vérifiée par le forage PROMESS), fournissant ainsi des repères paléo bathymétriques précis. L'interprétation de la couverture sédimentaire fournit ainsi deux types de renseignements : des renseignements d'ordre paléo-climatique et des renseignements d'ordre tectonique, sous forme de marqueurs de la subsidence.

Le golfe du Lion est de plus le siège d'une quantité exceptionnelle de données (sismiques de différentes résolutions, carottages, forages) d'origine tant industrielle qu'académique. Ce développement est en particulier dû au travail d'un groupement très actif de chercheurs : le groupe « Golfe du Lion » du programme national français consacré aux marges continentales (http://gdrmarges.lgs.jussieu.fr). Le golfe du Lion est ainsi l'endroit idéal pour cerner très précisément les problèmes posés et valoriser ainsi tous les aspects révélés par un nouveau forage (en particulier, certains paramètres paléoenvironnementales et chronostratigraphiques précis à l'échelle des 30 Ma).

La structure profonde : la campagne Sardinia

La campagne Sardinia s'est déroulée du 22 novembre au 20 décembre 2006 à bord du N/O Atalante. Visant à étudier la formation des marges passives continentales et une séquence sédimentaire particulière commune à l'ensemble de la Méditerranée, cette campagne, fruit d'une collaboration nationale (IUEM Brest, Géosciences Azur, Université de Lille, UPMC) et européenne (Universités de Lisbonne et de Bologne, GEOMAR et AWI) et dirigée par Ifremer, a mobilisé une vingtaine de scientifiques pendant près d'un mois. Sur le plan technique, le couplage des données fournies par des OBS avec les images fournies par la sismique réflexion est le seul moyen d'obtenir des données dans les domaines profonds qui sont la plupart du temps hors d'atteinte des forages. Une investigation aussi détaillée que possible des vitesses de propagation sonore dans la croûte et le manteau supérieur est le seul moyen dont on dispose pour contraindre sérieusement les modèles gravimétriques et leur interprétation en termes de pétrologies. Du point de vue méthodologique, il est clair que c'est essentiellement par comparaisons que les interprétations peuvent progresser, et c'est là la méthode de travail suivie par Ifremer. Ainsi Sardinia (Figure 11) s'inscrit dans une suite de campagnes de même type (couplage réfraction-réflexion) centrées sur la reconnaissance de la structure profonde, des marges continentales passives, sur l'interprétation des structures distensives et sur la zone de transition entre océan et continent, avec parfois la collaboration de l'industrie pétrolière : Norgasis (1994) dans le bassin Armoricain, ZaïAngo (2000, coll. ELF) à travers le bassin salifère du Zaïre et de l'Angola, Sismar (2001, coll IUEM) à travers le bassin salifère profond de Seine, sur la bordure de la meseta marocaine, et Dakhla (2002, coll. TotalFinaElf puis TOTAL) sur la marge marocaine, particulièrement abrupte et dépourvue de sel, en regard au bouclier Reguibate.

La sismique réflexion multi-traces (utilisant canons à air et flûte sismique longue de près de 5 km) et la sismique réfraction (35 OBS et 24 MicrOBS) ont été utilisées conjointement. Les OBS ont été fournis par l'Ifremer, l'Université de Bretagne Occidentale et GEOMAR pour disposer du nombre suffisant. Ces OBS sont placés sur les profils sismiques prévus. Des stations d'enregistrements à terre ont aussi été déployées.Pendant les temps de transits les données des sondeurs de sédiments (3,5 kHz) et multifaisceaux (EM12) sont enregistrées. Pour la partie golfe du Lion, les trois profils sismiques pourvus d'OBS ont pu être réalisés. Les tirs du profil principal, perpendiculaire à la marge, ont pu être ainsi enregistrés, ce qui doit permettre d'obtenir l'image sismique de la partie amincie de la marge.

Egalement pour la partie sarde trois profils ont été réalisés. Une première analyse des données de sismique réflexion montre une marge étroite et abrupte. Le dépouillement des données de réfraction devrait durer de 6 à 9 mois, en collaboration avec l'Université de Lisbonne.

L'analyse des profils ECORS et Sardinia04 (Figure 12) met en évidence trois domaines (continental, transitionnel et océanique) et quatre zones, similaires à celles décrites précédemment : la zone I correspond au domaine de croûte continentale non ou extrêmement peu amincie ; la zone II, séparée de la zone I par la hinge line, correspond au domaine d'amincissement de la croûte continentale avec : a) une zone IIa où l'amincissement est important : la croûte de 30 km d'épaisseur en moyenne diminue jusqu'à une dizaine de kilomètres sur une distance voisine de 100 km, b)une zone IIb, très clairement observable sur ces profils sismiques. La croûte est mince (une dizaine de kilomètres) et est affectée par des structures distensives (nombreux blocs) ; la zone III marque le domaine de transition, dont les caractéristiques ne sont ni typiquement océaniques, ni typiquement continentales : les anomalies magnétiques sont discontinues ou absentes et de faible amplitude (inférieure à 50 nT). Sur les profils de sismique réflexion, la croûte est très amincie (épaisseur de l'ordre de 10 km) dans le golfe du Lion ; du côté sarde, elle est surélevée et forme une terrasse ; la zone IV présente des caractères sismiques et magnétiques similaires à ceux d'un domaine océanique.

Le modèle que nous proposons en regard de ces observations s'articule autour de trois grandes phases tectoniques et l'élaboration de trois domaines structuralement distincts sans compter la mise en place de la première croûte océanique (ou croûte océanique atypique) dans le cas des marges du golfe du Lion et de la Sardaigne :

Phase 1 : cette phase distensive peut affecter un domaine large de plusieurs centaines de kilomètres représenté par la zone I.Elle peut se traduire par du volcanisme, des fossés et des bassins plus ou moins importants.

Phase 2 : c'est pendant cette phase que se produit l'amincissement qui caractérise la future pente continentale, limitée par la hinge line d'un côté et par la première croûte océanique de l'autre. Cette phase met en place la zone II : c'est effectivement dans cette zone que l'épaisseur de la croûte passe de 30 km à moins de 5 ou 6 km d'épaisseur. Dans la mesure où l'on n'y observe pas, ou peu de marques d'extension, on en déduit que c'est la croûte inférieure qui enregistre cet amincissement. Cette hypothèse est étayée par les résultats de sismique réfraction. Pour l'expliquer, nous voyons deux possibilités : soit la croûte inférieure est découplée de la croûte supérieure et est impliquée dans le processus d'exhumation du manteau et dans l'élaboration de la première croûte océanique, soit la croûte inférieure est alourdie ou transformée par des intrusions du manteau ou du métamorphisme. Par ailleurs, si ce domaine était aminci par des failles de détachement, le processus devrait entraîner la formation de deux marges dissymétriques, ce que les données ne confirment pas.

Phase 3 : Elle correspond à la rupture de la croûte continentale supérieure localisée au bas de la pente continentale, dans la zone IIb, et à la mise en place de la première croûte océanique. La largeur de la zone de striction (zone IIb) est de l'ordre de la cinquantaine de kilomètres. On connaît peu de choses sur la première croûte océanique mise en place au pied des marges continentales. Les interprétations issues de la comparaison entre la marge de Galice et le domaine alpin (Manatschal et al., 2006) et le processus envisagé par Lavier et Manatschal (2006) ne sont pas en désaccord avec notre modèle.

Enfin, il convient de mentionner que lors de la campagne Sardinia des observateurs ont été spécialement embarqués pour localiser la présence de cétacés. A plusieurs reprises les activités sismiques ont été interrompues conformément à la procédure en vigueur, suite à leur présence à proximité du navire.

La crise Messinienne

Il y a 5 à 6 Millions d'années eut lieu un épisode de confinement extrême : « la crise Messinienne ». Cet événement aboutit dans l'ensemble des bassins profonds au dépôt d'une épaisse série évaporitique kilométrique (Figure 13) couvrant ainsi une aire plus importante que la plupart des bassins évaporitiques connus (bassin Aptien de l'océan Atlantique Sud, bassin Oxfordien du golfe du Mexique, bassin Liasique du Mozambique, par exemple). L'événement Messinien Méditerranéen présente de plus une caractéristique unique : alors que les principaux bassins sont intracontinentaux, à l'intérieur du méga continent Pangée, ou se sont constitués au tout début de l'évolution des marges passives, pendant la période dite de rifting, le dépôt évaporitique messinien se forme dans un bassin océanique déjà formé et subséquemment profond. Le réflecteur messinien méditerranéen est donc un marqueur paléo bathymétrique à 5,5 millions d'années et représente un jalon unique de la subsidence de la marge. L'événement messinien est caractérisé par une énorme chute du niveau marin, comprise entre 1000 et 3000 mètres par rapport au niveau de l'Océan Global : en moins d'un million d'années, une gigantesque régression est suivie par une transgression équivalente, ce qui constitue un événement unique de par son amplitude et sa vitesse dans toute l'histoire de notre planète. Cette crise messinienne a déjà été la cible de campagnes DSDP et ODP en Méditerranée (legs DSDP 13 et 42 ; Legs ODP 161). Cependant, pour des raisons techniques, seule la partie supérieure des évaporites a pu être échantillonnée. Les données et les résultats obtenus sur cette partie supérieure furent comparés à ceux obtenus sur les bassins émergés donnant lieu à une série d'hypothèses toujours débattues aujourd'hui par manque d'informations sur la partie profonde. D'un autre côté et d'un point de vue plus tectonique, la crise messinienne et son dépôt sédimentaire gigantesque impliquent d'importants re-ajustements isostatiques : le golfe du Lion est par là même un laboratoire naturel pour l'étude des mouvements verticaux et des processus isostatiques entre la croûte et le manteau. La morphologie du bassin initial avant la crise, indissociable de l'étude de l'événement messinien, est ainsi essentielle pour la compréhension de tels processus et pour celle de la formation des marges passives.

Bien que l'existence d'un bassin Méditerranéen profond, asséché pendant une certaine période, soit unanimement accepté grâce à l'étude détaillée de l'érosion profonde du Rhône durant la transgression qui a suivi la crise, au début du Pliocène (vers 5,3Ma ; Clauzon, 1990), les scénarios divergent à propos des phases et de l'importance respective du rôle de la tectonique et du climat. La masse de données de sismique et de forage du golfe du Lion permet d'obtenir une analyse complète et inédite de la série messinienne dans le bassin profond. En particulier, nous sommes désormais capables d'observer et d'estimer la quantité d'érosion sur le plateau et le passage d'énormes dépôts détritiques en bas de pente aux évaporites du bassin.

Le contexte climatique et l'enregistrement sédimentaire

Les enregistrements cénozoïques (Figure 14) montrent clairement une augmentation des valeurs en ∂O18 des foraminifères benthiques et planctoniques qui indique un refroidissement général du climat depuis 65 Millions d'années et l'installation des conditions climatiques glaciaires. Ce refroidissement s'est effectué par sauts successifs, alternant phases stables et changements brusques. Les sauts majeurs se sont déroulés dans l'Oligocène inférieur (vers 35,5 Ma, c'est la mise en place de la calotte Antarctique), au milieu du Miocène (vers 13,6 Ma, qui correspond à l'augmentation du volume de la calotte Antarctique, ainsi que, peut-être de son extension vers l'ouest et la mise en place d'une fine calotte arctique), et au Pliocène (vers 2,7 Ma : initiation de la large calotte Arctique) (Zachos et al., 2001). Durant le Quaternaire, deux crises principales suivirent : vers 0,9 Ma avec le changement d'amplitude des cycles glaciaires, et vers 0,44 Ma, avec le changement des durées interglaciaires (Wolff et al., 2006).

L'exceptionnel enregistrement sédimentaire du golfe du Lion permet ainsi la lecture directe des effets de ces crises climatiques. C'est ainsi que nous avons pu quantifier pour la première fois à partir d'observations géologiques directes les amplitudes des variations du niveau de la mer reliées aux cycles de 100.000 ans de la période de Brunhes. Ces résultats ont ainsi indiqué 1) qu'a contrario du consensus actuel, le niveau marin du dernier maximum glaciaire était vers 97-107 m sous le niveau actuel ; ce résultat implique une couche glaciaire bien moins épaisse et a des conséquences importantes sur la salinité de l'océan de cette époque ; 2) que les niveaux marins des périodes glaciaires 2, 6, 8 étaient de même amplitude, et bien moins bas que ceux des périodes précédentes (10 et 12). Cette observation est probablement la première évidence de l'impact des cycles de 400 000 ans associés à l'excentricité de la terre ; 3) enfin que pendant les stades 10 et 12, le bas niveau atteignait -150 m, ce qui implique des conséquences drastiques sur le volume de la couverture glaciaire, en épaisseur et étendue. Ces travaux sont aujourd'hui publiés : Rabineau et al, Earth Planet. Sci. Lett. 252, 119-137, 2006.

Les marges de l'Atlantique Central : exploitation des données de la campagne Dakhla

Une revue de l'évolution cinématique mésozoïque de l'océan Atlantique Central a été réalisée à partir du nouvel ajustement initial donné par Sahabi et al. (2004). Depuis ce travail, il est désormais admis que l'âge de l'ouverture de l'océan Atlantique Central est daté à 195 Ma (soit 20 Ma plus tard que dans les précédents modèles). Partant de ces considérations et en intégrant des données nouvelles (sismique, altimétrie et en particulier création d'une nouvelle grille magnétique), cette étude cinématique met en évidence plusieurs phases de réorganisation : l'accrétion océanique commence avec un taux extrêmement lent (~0,8 cm/an) pendant environ 30 Ma. L'anomalie BSMA (Blake Spur Magnetic Anomaly), vers 165 Ma, est marquée par un changement à la fois de direction du mouvement relatif entre les plaques et du taux d'accrétion (~4,8 cm/an) auquel est associé un changement de morphologie du socle. A partir de l'anomalie M22 (150 Ma), le taux est nettement ralenti comparé à celui de la période précédente (~2,6 cm/an). Ce travail est comparé aux deux grands modèles de synthèse cinématique de l'Atlantique Central qui existaient à ce jour : celui de Olivet et al. (1984) et celui de Klitgord and Schouten (1986).

L'étude structurale de la marge a été réalisée à partir de données de sismique réflexion et réfraction de la campagne Dakhla (2002) et d'une compilation de données du même type (couplage réflexion/réfraction) existantes sur l'ensemble de la marge nord américaine et au large de la meseta marocaine. D'un point de vue géodynamique, les marges de l'Atlantique Central montrent deux grandes évolutions: la première, permo-triasique, ne concerne que le domaine nord, et se rattache à l'histoire des bassins salifères triasique de l'Atlantique Nord et de l'Europe occidentale. La deuxième, qui concerne l'ouverture de l'océan Atlantique Central proprement dit, segmente les deux marges avec une longueur d'onde de 600 km. Un examen sur l'ensemble du globe montre que cette segmentation est omniprésente. Elle semble assujettie à la fois à l'héritage tectonique et à une organisation thermique mantellique relativement simple. L'interprétation des données a permis d'individualiser la structure générale de ces marges en trois grands domaines : continental, transitionnel et océanique et de déterminer quelques points majeurs et communs de la structuration des marges. 1- L'amincissement principal est abrupt, restreint à 60 km environ : la remontée de la base de la croûte est localisée dans la zone de pente continentale (sauf sur la marge de Dakhla où elle semble être décalée de 50 km vers l'océan). 2- Les marges présentent peu ou pas de structures distensives en arrière de la hinge line et sur la partie haute de la pente continentale. 3- La zone de bas de pente continentale, quant à elle, présente une croûte souvent flexurée et plus ou moins déprimée. 4- Le domaine transitionnel est caractérisé par une croûte de faible épaisseur (environ 5 km) avec une zone à vitesse anormale (>7,2 km/s) à sa base. Enfin, les marges de l'océan Atlantique Central se distinguent par la présence d'une plate-forme carbonatée jurassique qui implique une sédimentation proche du niveau 0 m longtemps après la cassure (plus de 50 Ma après).

Ce schéma structural (Figure 15) se retrouve parfaitement sur les données de sismique réflexion/réfraction obtenues lors de la campagne Sardinia, dans le bassin Liguro-Provençal, sur des marges dix fois plus jeunes et nous permet de proposer le schéma d'évolution en trois étapes : la première étape correspond à une phase de déformation distensive accommodée par quelques rares blocs basculés, fossés ou bassins. La deuxième étape correspond à la phase d'amincissement aboutissant à la formation de la pente continentale. Pendant la troisième phase, la rupture se localise au niveau du bas de la pente continentale et la première croûte océanique se forme, probablement composée de croûte continentale inférieure et de matériel mantellique.

Notre étude combinée montre ainsi que les modèles de genèse des marges avec conservation de volume (type McKenzie, 1978 par exemple) ne répondent pas aux observations géologiques actuelles. Pour expliquer l'amincissement des marges, il semble nécessaire de s'intéresser aux modèles non-conservatifs (transformation de la croûte, érosion, fluage de la croûte inférieur, etc.).

La marge de Dakhla présente cependant une morphologie différente du schéma que nous proposons, avec une réelle dissymétrie des marges homologues, l'ensemble de l'amincissement étant reporté sur la marge américaine. La zone cratonique précambrienne de Régibate, située entre deux segments d'orogène, semble pratiquement intact pendant le processus de rupture et la croûte inférieure de ce domaine particulier ne semble pas avoir réagi comme dans les domaines appalachiens et les Mauritanides qui l'encadrent, soulignant ainsi l'influence de l'héritage tectonique sur la morphologie des marges.

3 - Projet ZoNeCo-11

La campagne Zoneco-11, qui s'est déroulée en septembre 2004 avec le N/O L'Atalante, a permis de collecter de nouvelles données (réfraction OBS, sismique multitraces, magnétisme, gravimétrie sur la nature de ces quatre principales unités structurales du domaine offshore ouest calédonien, à savoir : la ride de Lord Howe, les bassins de Fairway et de Nouvelle-Calédonie, la ride de Fairway, et la ride de Norfolk.

Au cours des années 2005 et 2006, le travail d'exploitation des données de sismique profonde acquises lors de la campagne ZoNeCo-11 s'est poursuivi sur plusieurs fronts :

  • interprétation des données OBS de sismique réfraction. Les données OBS confirment la nature continentale de la Ride de Lord Howe et montrent que le bassin de Fairway et la ride du même nom sont également d'origine continentale. En revanche, la croûte dans le Bassin de Nouvelle Calédonie est très vraisemblablement d'origine océanique, d'épaisseur variable, entre 5 et 10 km [Klingelhoefer et al, 112, B11102, doi:10.1029/2007JB005093, 2007].
  • analyse des données magnétiques,
  • synthèse sur l'évolution géodynamique du domaine offshore Ouest - Néo Calédonien.

D'autres actions ont été conduites par les membres du laboratoire de Géophysique et Géodynamique :

  • actions de veille scientifique, avec la participation de notre laboratoire à des projets innovants sur des sujets porteurs (par exemple : utilisation de la sismique pour l'étude de la dynamique interne de l'océan),
  • travaux de valorisation de campagnes antérieures (missions Pacanctartic 1 et 2, Carhot, coll. germano-française : mission Osbourn sur le N/O Sonne),
  • formation intraplaque et thermicité de la croûte océanique.

Les sujets abordés, déformation intraplaque, phases globales et segmentation de la dorsale: l'étude de la genèse des marges passives passe obligatoirement par l'examen de la segmentation de ces marges (et donc du manteau sous-jacent), de la déformation intraplaque et l'étude des phases (sujets qui intéressent les pétroliers). Les études que nous menons dans le domaine océanique sont indispensables (par exemple pour la compréhension de la segmentation mantellique) dès lors que l'on ne se limite pas à l'étude d'une marge donnée et que l'on tente de comprendre le processus général de leur formation.
D'autre part, un travail important a été mené avec la valorisation des données acquises lors de la campagne ANTAUS (octobre 2000) du Marion Dufresne, au niveau de la « Discordance Australie-Antarctique », une zone de profondeur anormale, généralement associée à la présence d'un point froid. Dans cette zone très particulière, nous proposons d'expliquer les données de flux de chaleur en invoquant l'effet de la circulation d'eau non seulement dans la couche d'extrusifs (< 1000 m d'épaisseur), mais également dans les zones de faille, jusqu'à la base de la croûte [Géli et al, 2007a et Géli et al, 2007b]. D'une manière générale ce travail a permis de mettre en évidence l'importance de la circulation d'eau dans les zones de fracture océaniques, tant dans la partie transformante que fossile [Géli and Sclater, 2007].

4 - Geophysical Oceanography

Jusqu'à présent, les géophysiciens s'intéressant à la structure du sous-sol n'enregistraient pas le signal sismique provenant de la masse d'eau (pour, entre autres raisons, économiser de l'espace mémoire). La seule façon connue d'étudier la structure interne de l'océan est de réaliser des sondages verticaux (de température, salinité et célérité), espacés de plusieurs kilomètres. Bien que l'existence de réflecteurs provenant de la masse d'eau ait été signalée dès 1988 [Gonella et Michon, 1988], ce n'est qu'en 2003 que la communauté scientifique a pris conscience de l'intérêt de la méthode pour imager la structure interne de l'océan [Holbrook et al, 2003].

Le projet GO (Geophysical Oceanography) a pour objectif de valider l'intérêt de cette méthode, en acquérant simultanément des données sismiques et océanographiques, sur les mêmes radiales. Regroupant huit universités et instituts dont l'Ifremer et l'Institut Universitaire Européen de la Mer, ce projet a été préparé en 2005 et présenté à la Commission Européenne dans le cadre du 6ème Programme Cadre. La CE a avalisé le projet, qui a officiellement démarré en février 2006. L'Ifremer a la responsabilité de la mise en œuvre de la sismique haute résolution et de la comparaison de la réponse sismique de la masse d'eau à différentes longueurs d'onde. Au final, la campagne GO qui a eu lieu du 13 avril au 14 mai 2007 dans le golfe de Cadix aura permis d'obtenir un jeu unique de données océanographiques et sismiques.

5 - Liens