Mémoire d'habilitation à diriger les recherches

Etudes comparatives et apport des planètes telluriques à la

compréhension de la déformation des grandes provinces magmatiques

Daniel MEGELaboratoire de tectonique

18 décembre 2001 Université Pierre et Marie Curie

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Remerciements

De nombreux collègues ont joué un rôle crucial à l'un ou l'autre moment de l'élaboration de ce travail par leuravis, leurs encouragements, leur enthousiasme, ou encore par leur aide amicale et parfois matérielle : en premierlieu Richard Ernst, Tesfaye Korme, Yves Lagabrielle, et Steve Reidel. Egalement Philippe Agard, Nicolas Arnaud,Charly Aubourg, Valérie Cayol, Dominique Chardon, Tony Cook, François Costard, Catherine Deniel, Hervé Diot,Erwan Garel, Laurent Geoffroy, Becky Ghent, Eric Grosfils, Ernst Hauber, Olivier Merle, Laurent Montési, DanielOhnenstetter, Jean-Pierre Peulvast, Bob Anderson, Bruce Banerdt, Andrea Borgia, Milène Cormier, Ian Dalziel,Tom Watters, Lionel Wilson, et au Laboratoire de tectonique Eric Barrier, Françoise Bergerat, Marie-FrançoiseBrunet, Evgenii Burov, Benoît Deffontaines, Sandrine Gay, Frédéric Gueydan, Catherine Homberg, LaurentJolivet, Olivier Lacombe, Erwan Pathier, et mes autres collègues. Je suis honoré que des personnes pour qui j'aila plus haute estime aient accepté de juger ce mémoire : Jacques Angelier, Vicki L. Hansen, Albert Jambon,Philippe Masson, Olivier Merle, et Richard A. Schultz.

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plan

Parcours scientifique

I. Curriculum Vitae 4

II. Approche scientifique 5

III. Publications 11

IV. Participation aux programmes nationaux et internationaux 14

V. Activités d'encadrement 15

VI. Activités d'enseignement 17

VII. Responsabilités administratives 19

Etudes comparatives et apport de l'étude des planètes telluriques à lacompréhension de la déformation des grandes provinces magmatiques

Introduction 20

1. Les déformations des grandes provinces volcaniques : état des lieux 202. Les déformations des grandes provinces volcaniques : contribution 23

I. Caractérisation tectonique des points chauds en domaine continental 25

1. Similitudes volcano-tectoniques entre points chauds terrestres, martiens et vénusiens 252. Identification et signification rhéologique d'une tectonique compressive associée à certainesprovinces ignées géantes 31

II. Mécanismes structuraux 37

1. Infrastructure des rifts volcaniques 372. Modélisation du raccourcissement des wrinkle ridges 47

Conclusion 51

1. Apports de ce travail dans la connaissance de la tectonique et de la mise en place des trapps 512. Apports méthodologiques 52

Références citées 52

Perspectives

I. Projets de recherche 57

II. Projet pédagogique 60

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Première partie

Parcours scientifique

Daniel MEGE e-mail dmege@lgs.jussieu.frNé le 9 février 1968 à Laxou (54)

Adresse personnelle43 rue Jules Lagaisse, 94400 Vitry-sur-Seine, tél./fax 01 46 58 30 91

Adresse professionnelleLaboratoire de tectonique, Université Pierre et Marie Curie, ESA CNRS 7072, boîte 129, T26-16, E1,tél. 01 44 27 23 08

I. Curriculum Vitae

1. Formation universitaire1

1986 – 1988 DEUG de géographie, ULP, Strasbourg, mention AB

1988 – 1989 Licence de géologie fondamentale et appliquée, UPS, Orsay, mention AB

1989 – 1990 Maîtrise de géologie fondamentale et appliquée, UPS, Orsay, mention B

1990 – 1991 DEA Géodynamique et physique de la Terre, UPS/ENS/UPMC, rang : 3

1991 – 1994 Thèse de doctorat, UPS, mention très honorable et félicitations du jury

Titre : Aspects structuraux du complexe magmato-tectonique de Tharsis sur Mars

Jury : Jacques-Louis Mercier (Président), Dan McKenzie (rapporteur), Jean-Pierre Peulvast(rapporteur), Jean-Pierre Brun (examinateur), Pierre Vergely (examinateur), Philippe Masson(directeur de thèse)

1992 – 1994 Moniteur, Université de Versailles – Saint-Quentin-en-Yvelines

2. Parcours post-doctoral et professionnel

1994 – 1996 Data Manager, NASA Regional Planetary Image Facility, Orsay (financement : CNRS)

1995 – 1996 Séjours postdoc (financements : Fondation Singer-Polignac, Société de secours des amis dessciences) :

Institut für Planetenerkundung, DLR (Agence aérospatiale allemande), Berlin (5 mois) Geomechanics—Rock Fracture Group, Université du Nevada, Reno (2 mois)

1996 – 1997 ATER, Université Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand

1997 – 2001 Maître de conférence, UPMC

1 Dans cette partie les noms des universités dans lesquelles je suis intervenu sont abrégés par des sigles : UBP :Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand ; ULP : Université Louis-Pasteur, Strasbourg ; UPMC : Université Pierreet Marie Curie, Paris ; UPS : Université Paris-Sud, Orsay ; UVSQ : Université de Versailles-Saint Quentin enYvelines.

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II. Approche scientifiqueDès la maîtrise (et avant la généralisation des TER), je me suis investi dans la recherche soit dans le cadre

d'un stage de laboratoire [R1]2, ou de terrain (mission de tectonique active dans le Péloponnèse avec J.-L.Mercier et B. Keraudren), soit dans le cadre de travaux financés par le BRGM [R2] ou le CNES [B1, R3] etcontribuant au financement de mes études. Une cohérence thématique est apparue à partir du DEA et de lathèse.

1. En thèse

L'objet de la thèse, et en partie, du DEA, était de définir un cadre structural pour la principale région tectoniséede la planète Mars, le dôme volcanique de Tharsis (Mège, 1991, 1994). Cette région, sans doute le plus vastecomplexe volcano-tectonique du système solaire, comprend autour de plusieurs volcans boucliers géants devastes zones de rifts et d'autres structures tectoniques interprétées dans le cadre d'un point chaud. Lesméthodologies suivantes avaient été adoptées :

Analyse géomorphologique et structurale de l'imagerie Viking Orbiter 1 et 2

Analyse et interprétation de modèles numériques de terrain établis par l'USGS à partir de l'orbitographieViking et d'aérotriangulation

2. Années postdoctoralesLes années postdoctorales ont permis un perfectionnement méthodologique dans trois domaines, avec des

applications restant dans le domaine de la géologie planétaire.

Télédétection : Au DLR, où était alors mise au point la caméra stéréoscopique haute résolution (HRSC)devant embarquer à bord de la sonde Mars Observer (1996), l'équipe dans laquelle j'ai été intégré travaillaità la mise au point des logiciels de traitement photogrammétrique de l'imagerie stéréoscopique de l'orbiteurlunaire Clementine et de la caméra HRSC [C11].

Géomécanique des fractures : A l'Université du Nevada (Reno) je me suis familiarisé avec le code demodélisation mécanique par éléments-frontières Fault (v. 6a.0) écrit par Richard A. Schultz, pour lequel j'airédigé un manuel pour l'utilisateur [R4].

En tant que Data Manager de la Photothèque planétaire d'Orsay (NASA Regional Planetary Image Facility)j'ai été amené à prendre la responsabilité des collections d'imagerie de la NASA en France et à guiderle public (essentiellement étudiants, enseignants, journalistes) à travers cette collection.

2 Les références entre crochets renvoient à des publications personnelles numérotées dans la 3e partie de cechapitre : A : articles de rang A ; B : article de rang B ; Ci : communications invitées, R : rapport ; C : autrescommunications.

Ces activités ont laissé dans l'ensemble peu deplace à la recherche géologique et ont freiné larédaction d'articles à comité de lecture. Mais ils ontété d'une utilité considérable pour consolider certainsdes outils les plus utiles à mes activités de recherchepar la suite : les techniques de télédétection(notamment la fabrication de MNT par couplesstéréoscopiques et altimétrie laser) et la mécanique dela fracturation.

La partie de la planétologie relevant de la géologie(par contraste avec l'astronomie) ne peut êtrecomprise sans une bonne connaissance des processusmagmatiques. Les processus géologiques sur lesplanètes telluriques et leurs satellites, comme la Lune,sont guidés en effet avant tout par le magmatisme,éventuellement par le biais de la cratérisation. Monintégration à l'Equipe de volcanologie du Laboratoire

de géologie de l'Université Blaise-Pascal (Clermont-Ferrand II) à la rentrée 1996 a ainsi rendu possible denombreux échanges scientifiques permettantd'approfondir ma réflexion sur les relations entretectonique et magmatisme, qui seravraisemblablement suivie par des collaborations dansl'avenir. Les discussions avec les équipes de pétrologieexpérimentale et de géochimie au sein de celaboratoire ont aussi considérablement contribué àélargir ma culture géologique et mon intérêt vers desdomaines auxquels j'étais auparavant peu sensibilisé.Ainsi est déjà effective une collaboration avec l'Equipede géochimie (projet actuel sur le point chaudéthiopien), et à terme une collaboration avec l'Equipede pétrologie expérimentale dans le domaine del'évolution du manteau et du magmatisme martiensest-elle probable.

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3. A l'Université Pierre et Marie CurieDes chantiers régionaux terrestres se sont ajoutés aux chantiers ouverts sur d'autres planètes :

principalement les trapps d'Ethiopie, les trapps du plateau de Columbia (Washington), et la marge orientale duGroenland. L'ensemble des travaux menés, sur Terre ou sur d'autres planètes, est abordé avec les outils detélédétection et de géologie structurale. Leur point commun est de prendre en compte l'existence d'interactionsfortes entre activité magmatique et activité tectonique. La plus grande partie des recherches effectuéesconvergent vers deux axes de recherche complémentaires, l'un à l'échelle régionale et l'autre à celle des objetsstructuraux :

a) le style tectonique induit par une anomalie thermique ascendante à travers le manteau (usuellementinterprété sur Terre comme résultant de l'impact d'un point chaud à la base de la lithosphère).

b) les mécanismes géomorphologiques et de déformation impliqués dans ce style tectonique. Parextension, certains de ces mécanismes sont également valides en contexte de divergence de plaques.

Dans les deux cas l'approche planétologique est déterminante : nombre d'idées exposées, d'analyses etd'interprétations n'auraient pu être sans cette approche.

4. Intérêt de l'expérience planétologique pour la compréhension desdéformations terrestres

Des données nombreuses et précises

Accorder un rôle privilégié à la planétologie pourcomprendre les déformations terrestres peut semblerambitieux, tant la variété des données disponibles (oupouvant être acquises) sur Terre est grande parrapport à la variété des données qui peuvent êtreobtenues sur les autres planètes, et il est beaucoupplus facilement concevable que la géologie terrestreaide à comprendre la géologie des autres planètes quele contraire. Pourtant, la variété limitée des donnéesen planétologie est en partie rattrapée de trois façons.D'abord par leur qualité et leur quantité, en raison destechnologies innovantes dont les instruments demesure bénéficient. Sur certains corps comme Mars oula Lune certaines données de télédétection sontmaintenant tellement nombreuses et de grandequalité qu'elles surpassent les données de typeéquivalent sur Terre. La sonde Clementine (U.S.A.,1994) a transmis sur Terre, à elle seule, plus de 2millions d'images de la surface de la Lune dans 23bandes de longueurs d'onde. Grâce à l'altimètre laserMOLA actuellement en orbite sur la sonde Mars GlobalSurveyor (NASA), la topographie de Mars est connueavec une précision absolue de 30 m et relative de30 cm en plus 600 millions de points de la surface.Peut-on en dire autant de la Terre dans le domainecivil ? Enfin, le troisième avantage non négligeable dugéologue planétologue par rapport à ses confrèresterrestres est que la quasi-totalité des données surlesquelles il travaille est accessible sans coût surInternet à qui le souhaite.

Les débuts du système solaire

D'un point de vue moins technique et plusstrictement géologique, les surfaces des autres corpssolides du système solaire présentent plusieurs utilitésmajeures pour comprendre la géologie terrestre. Enpremier lieu, comment ne pas se lamenter des effetsdestructeurs de la tectonique des plaques, qui nous

rend l'évolution de la Terre archéenne, et mêmesimplement protérozoique, si difficile à déchiffrer ?Alors que la quasi-totalité des surfaces planétaires quel'on observe est justement de cet âge (Figure 1).

Figure 1. La surface de Mercure (dont on ne connaît que45%) est la plus primitive des surfaces des planètestelluriques. Ses déformations tectoniques remontent àl'Hadéen, ou au plus tard, à l'Archéen (e. g., Greeley, 1987).Diamètre de la planète : 4880 km. Image NASA/JPL Mariner10 PIA03104.

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L'étude des autres planètes nous permet deprogresser, sur ce point et sur de nombreux autres,dans la connaissance de la géologie terrestre.

Des déformations majeuressans tectonique de plaques

Pour ce qui est des relations entre tectonique etmagmatisme, les planètes telluriques Mercure, Mars etVénus, de même que la Lune et la quasi-totalité dessatellites des planètes géantes, montrent que mêmeabstraction faite de la tectonique d'impact, lessurfaces solides du systèmes solaire n'ont pas besoind'une tectonique de plaques de type terrestre pouravoir connu des déformations de grande ampleur.Celles-ci peuvent avoir été extrêmement intenses(e. g., tesserae sur Vénus) et parfois déroutantes(Miranda, Triton…). Toutes les sources dedéformations sur ces corps ne peuvent avoir existé surla Terre, mais il faut rester prudent dans cetteaffirmation. Ainsi, la tectonique de Miranda (Figure 2)semble s'expliquer le mieux par la fragmentation d'unproto-satellite, la recombinaison de ses fragments degrande taille par gravité et leur cémentation par lespoussières et débris de petite taille.

Figure 2. Miranda, satellite de glace d'Uranus, 480 km dediamètre, et deux vues de grands escarpements de faillesassociés à la tectonique des grands polygones.L'escarpement de faille du haut, dont on distingue descannelures et des "mégastries" de glissement, a un rejetvertical d'environ 5 km. La diversité et la complexité de latectonique des satellites de glace et des autres planètestelluriques illustre que la tectonique des plaques n'est quel'une des nombreuses tectoniques possibles dans un systèmesolaire. Images NASA/JPL Voyager Orbiter 2, PIA00044,PIA01490, PIA02218.

Mais même dans le cas de ce prototype detectonique étrange aux confins du cortège planétaire,n'est-il pas possible que des événements comparablesse soient produits sur Terre il y a 4.5 milliardsd'années lors de la formation de la Lune (e. g. Canupet Agnor, 2000) ? Plus proche de la Terre, lesmoments d'inertie des planètes silicatées Mars (0.365)et Vénus (0.35), proches de celui de la Terre (0.331),indiquent une stratification planétaire globalecomparable. En dépit de l'absence d'une tectonique de

plaques, l'activité tectonique de Mars et celle de Vénussont clairement influencées par des processusmagmatiques (e. g., Phillips et al., 2001) dont certainssemblent exister également sur Terre, comme lemagmatisme associé aux points chauds. Ainsi, lesprocessus magmatiques pourraient influencer latectonique terrestre bien plus que ce que l'onsoupçonne à l'heure actuelle.

Sources de déformations d'originemagmatique sur Terre

Jusqu'où peut aller cette influence du magmatismesur la tectonique terrestre ? Fleitout (1991) et Zoback(1992) avaient recensé les sources de contraintesmajeures dans la croûte terrestre, amenant Zoback(1992) à classer, selon l'étendue géographique de leurinfluence dans la croûte, des sources de premier ordre(global) : la poussée aux dorsales et les collisionscontinentales, et des sources de deuxième ordre(régional) : les flexures lithosphériques et lescontrastes de résistance et de densité.

Au premier ordre, la tectonique aux limites deplaques gouverne actuellement le champ decontraintes, mais il est peu probable qu'il en aittoujours été ainsi (Figure 3). L'étude des autresplanètes telluriques et de la Lune montre clairement(e. g., Frey, 1980) que la Terre a dû être bombardéetrès intensément au cours de l'Archéen, et surtout aucours de l'Hadéen (4.5 – 3.8 Ga), une hypothèserenforcée par les calculs récents de collisions dans lesystème solaire primitif (Canup et Agnor, 2000). Defaçon similaire, la formation des grands bassinsd'impact formé a dû s'accompagner de la remontéed'un magma basique remplissant les excavations enpartie ou en totalité. La tectonique des bassinsd'impact induite par la surcharge volcanique, appeléetectonique de mascon (mass concentration), estrendue responsable d'une tectonique extensive etcompressive spécifique (Melosh, 1978 ; Janes etMelosh, 1990). L'hypothèse d'un océan de magmaglobal au cours de l'Hadéen (Agee, 1997) renforcel'idée que la première activité tectonique terrestre a puavant tout avoir une origine magmatique. A cettepériode a pu succéder une période de tectoniquefortement influencée par l'activité de points chauds(e. g., Chardon et al., 1998).

Au deuxième ordre, une influence connue dumagmatisme sur les contraintes concerne lescontraintes induites par le sous-placage magmatiqueet les intrusions dans les rifts avortés (e. g.,Assumpçao, 1992 ; Zoback et Richardson, 1996). Lescontraintes régionales sont alors déviées à la fois parla flexuration de la lithosphère et les contrastesrhéologiques entre le magma et son encaissant. Il estutile de noter que ces sources de contraintes d'originemagmatique ne sont liées que très indirectement à latectonique des limites de plaques : peu importe que lemagmatisme se produise au niveau d'une région endivergence lithosphérique, l'essentiel est que pour uneraison ou une autre un corps magmatique charge lalithosphère dans laquelle il s'est incorporé. Stel et al.(1993) attribuent même la subsidence des bassins

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intracratoniques à une charge magmatique sous-plaquée en l'absence de contexte extensif : dans cecas non seulement il n'est pas nécessaire que laformation des bassins intracratoniques se soit produitedans le cadre d'une tectonique de plaques, maisencore la subsidence se produit-elle à l'intérieur d'uneplaque rigide et non riftée. Une grande partie de latectonique intraplaque de l'Afrique pourrait être ainsiguidée par des contrastes de densité et d'épaisseur delithosphère de ce type (Coblentz et Sandiford, 1994).

L'affaiblissement rhéologique thermiquement induitpar le magma durant sa remontée et sa mise en placepeut également jouer un rôle important dans lesdéformations de deuxième ordre autour d'une régionvolcanique, au point que ce mécanisme a été évoquépour expliquer la mise en place synmagmatique demetamorphic core complexes (Liu et Furlong, 1994).

Figure 3. Situation de ce travail par rapport aux sources de contraintes sur Terre.

On peut définir un troisième ordre, à l'échelle du volcan, auquel le magmatisme influence clairement latectonique. Les mécanismes en jeu sont nombreux et ont pour la plupart d'entre eux fait l'objet de recherchesdétaillées. Pour ne retenir que certains des mécanismes majeurs :

l'étalement gravitaire d'un édifice volcanique sous son propre poids (Borgia et al., 1990, 1992, 2000, Merleet Borgia, 1996)

le glissement gravitaire à partir d'un dôme topographique intrusif (Merle et al., 1993 ; Merle et Vendeville,1995)

la poussée latérale exercée par la mise en place d'un corps intrusif à faible profondeur (Merle et al., 1993 ;Merle et Vendeville, 1995), ou éventuellement d'un dôme de lave

L'état de surpression ou de dépression dans une chambre magmatique (Odé, 1957, McKenzie et al., 1992,Muller et Pollard, 1977 ; Chadwick et Dieterich, 1995).

Sources de déformations d'originemagmatique : utilité de l'approche

planétologique

L'influence du magmatisme sur la tectonique àl'échelle du volcan ne requiert pasparticulièrement l'expérience planétologique carl'échelle des déformations n'est pas la même quecelle des déformations induites aux limites deplaques, les deux signaux ne se brouillent pas.Par ailleurs les volcans sont nombreux, et leursméthodes d'investigation multiples et précises.L'existence sur Vénus de volcans dont certainstypes ne sont pas rencontrés sur Terre(pancakes) permet des variantes dans latectonique des volcans vénusiens, mais sans

changer fondamentalement les sources dedéformation (Figure 4).

L'influence du magmatisme sur la tectonique aupremier ordre relève beaucoup des domaines dela cratérisation d'impact, de la magmatologie etde l'astrophysique. Il en sera donc peu questiondans ce mémoire.

Par contre, le lieu de rencontre le plus fréquentéde la tectonique terrestre et de celle des planètestelluriques est le domaine des contraintes etdéformations de deuxième ordre, c'est-à-direprincipalement dans le cas de la remontée d'uneanomalie thermique chaude jusqu'à la base de lalithosphère (typiquement, un point chaud), ouencore d'un rift. L'existence sur Mars et Vénus destructures tectoniques associées à un

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magmatisme localisé mais de grande étendue(1000 km) et rappelant le magmatisme des pointschauds terrestres suggère que ce pourrait être surces deux planètes que l'activité tectonique dedeuxième ordre pourrait être le mieuxappréhendée (Figure 3).

Figure 4. Exemples de crêpes vénusiennes (pancakes). Laforme aplatie des volcans est attribuée à la retombée in situde laves pyroclastiques sous la forte pression atmosphériqueactuelle (92 bars). La fracturation du plat des édifices estattribuée à un effondrement limité après vidange du magmaet au refroidissement des laves émises. Diamètre du plusgrand volcan : 65 km, et hauteur < 1 km. Image SARMagellan, NASA/JPL PIA00084.

Ce domaine de la tectonique recouvre en grandepartie ce qui est désigné comme la tectonique depanache (plume tectonics), définie comme l'ensembledes processus de remobilisation thermique etstructurale au-dessus des panaches mantelliques (Hillet al., 1992).

L'apport de la planétologie se base sur trois pointsforts de Mars et Vénus : l'absence d'une tectonique deplaques au sens terrestre, la faible efficacité del'érosion, et l'absence d'eau en surface.

L'existence sur Terre des discontinuités rhéologiquesque constituent les limites de plaques prévientvraisemblablement la formation de structurestectoniques de deuxième ordre spécifiquementassociées à des processus magmatiques, au profit d'unaménagement (éventuellement une augmentation)des déformations aux limites de plaques. Par ailleurs,l'identification de toute source de déformation àl'échelle régionale qui ne serait pas liée directement àla tectonique de plaques est compliquée parl'hypothèse faite a priori que toute déformationrégionale doit être nécessairement liée à lacinématique des plaques.

Au total il est donc compliqué sur Terre dedébrouiller l'écheveau des sources de contraintes, etpour faire la part de celles provenant spécifiquementdes mouvements de plaques et des autres sources decontraintes, les planètes telluriques, notamment Marset Vénus, dont la stratification interne est relativementproche de la stratification terrestre (e. g., Allègre,1996), se révèlent comme des opportunités

inestimables pour estimer les relations entremagmatisme et structures.

Figure 5. Panorama de la partie W d'Eistla Regio sur Venusmontrant un bombement volcanique vénusien interprétécomme un point chaud. Les deux volcans principaux, séparésde 730 km, sont Gula Mons (gauche, dénivelée du volcan3 km) et Sif Mons (droite, dénivelée 2 km). Les couleurs sontbasées sur les images couleur des sondes Venera 13 et 14.L'échelle verticale est fortement exagérée. CompositionPIA00102 d'une image radar SAR Magellan (NASA/JPL) etd'un modèle numérique de terrain (USGS/NASA).

Sur les continents, l'érosion ne permetqu'exceptionnellement le maintien de reliefs âgés demillions d'années ou davantage. Ainsi les pointschauds actifs eux-mêmes, tels celui du Yellowstone(17 Ma) et de l'Afar (30 Ma) sont érodés au pointqu'une partie de la plomberie magmatique est déjàintensément érodée. En volume, la plus grande partiedu volcanisme associé aux points chauds est celui destrapps, piles basaltiques d'épaisseur pluri-kilométriqueet de volumes de l'ordre de 106 km3 mises en place enmoins de 1 ou 2 m. a. (e. g. White et McKenzie,1989). Le caractère exceptionnel de ces événementsexplique que ce phénomène de charge quasimentinstantanée de la lithosphère n'a jamais été observé,et que ses conséquences éventuelles en termestectoniques en grande partie effacées par l'érosion.L'érosion est proche de zéro sur Vénus, et sur Mars,abstraction faite des sites très localisés queconstituent les chenaux, elle se limite à l'érosionéolienne et spatiale (régolitisation, sablage et peut-être thermoclastie, Peulvast et Vanney, p. 199-200).

Dans les océans, où se produit la plus grandepartie des déformations crustales attribuées auvolcanisme, la tranche d'eau gêne considérablementles observations, et de nombreux segments dedorsales océaniques restent mal connus. Par exemple,ce n'est que depuis très peu de temps que lacartographie topographique de segments de dorsaleavec une résolution de quelques mètres est possible(Bradley et al., 1999). Sur Mars et sur Vénus laquestion de la tranche d'eau ne se pose pas, et latopographie est mieux connue que celle des océansterrestres.

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Complémentarité des approchesterrestre et planétologique

Il est reconnu que l'étude de la géologie terrestreest nécessaire à la compréhension des autres planètessilicatées et des satellites de glace des planètesexternes. Bien sûr cette approche est imparfaite, etdes adaptations particulières doivent être effectuéesen fonction du corps étudié. Par exemple, il est difficiled'aborder le magmatisme martien sans prendre encompte la différence de gravité (Wilson et Head,1994), et la formation des structures tectoniques deVénus a pu être très influencée par la rhéologieparticulière de la croûte vénusienne si les conditionsactuelles de pression et de température à la surface(92 bars, 470°C) existaient déjà lorsqu'elles se sontformées. De même, si la physique newtoniennes'applique autant aux déformations terrestres qu'auxdéformations du satellite galiléen Ganymède, il estindispensable pour les comprendre d'étudier la

rhéologie de la glace dans des conditions de pressionet température très différentes des conditionsnaturelles connues sur Terre. Mais dans tous les cas,l'étude de la géologie terrestre est fondamentale enplanétologie car il s'agit de la seule géologie dontl'accès est direct, et les interprétations vérifiables, ouau moins évaluables par la variété des méthodesd'investigation qui peuvent être entreprises.

Intuitivement, la réciproque est vraie, et l'étudedes autres planètes peut renseigner sur la Terre. Maisen dehors de l'apport des études sur les impactsmétéoritiques et les datations et analysesgéochimiques des roches lunaires, rarement cetteassertion a dépassé le stade de la théorie. L'originalitéde ce mémoire réside dans la démonstration qui esttentée que dans des domaines profondémentterrestres comme l'étude des relations entretectonique et magmatisme, la compréhension que l'onpeut obtenir de la géologie de Mars et de Vénus est àmême de permettre de mieux comprendre la Terre.

5. Références citéesAllègre, C.-J., 1996. De la pierre à l'étoile. Fayard, Coll. Le

temps des sciences, 443 p.Assumpçao, M., 1992, The regional intraplate stress field in

South America. J. Geophys. Res., 97, 11,889-11,903.Borgia, A., J. Burr, W. Montero, L. D. Morales, and G. E.

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Melosh, H. J., 1978, The tectonics of mascon loading.Geochim. Cosmochim. Acta, Supplt. 10, J. Geochim. Soc.Meteoritical Soc., 3513-3525.

Melosh, H. J., 1989, Impact cratering—A Geologic Process:Oxford University Press, Oxford Monography on Geologyand Geophysics, 11, 245 p.

Merle, O., and A. Borgia, 1996 - Scaled experiments ofvolcanic spreading. J. Geophys. Res., 101, B6, 13805-13817.

Merle, O. R., G. H. Davis, R. P. Nickelsen, and P. A. Gourlay,1993, Relation of thin-skinned thrusting of Coloradoplateau strata in southwestern Utah to Cenozoicmagmatism. Geol. Soc. Am. Bull., 105, 387-398.

Merle, O., and B. Vendeville, 1995, Experimental modeling ofthin-skinned shortening around magmatic intrusions. Bull.Volcanol., 57, 33-43.

Peulvast, J.-P., et Vanney, J.-R., 2001, Géomorphologiestructurale – Terre, corps planétaires solides, tome 1.Gordon & Breach, 505 p.

Phillips R. J., Zuber, M. T., Solomon, S. C., Golombek, M. P.,Jakosky, B. M., Banerdt, W. B., Smith, D. E., Williams, R.M. E., Hynek, B. M., Aharonson, O., and Hauck, S. A., II,Ancient geodynamics and global-scale hydrology of Mars.Science, 291, 2587-2591.

Stel, H., S. Cloetingh, M. Heeremans, and P. Van der Beek,1993, Anorogenic granites, magmatic underplating andthe origin of intracratonic basins in a non-extensionalsetting. Tectonophysics, 226, 285-299.

Wählisch, M., J. Oberst, T. Roatsch, D. Mège, A.C. Cook, W.Zhang, A. Hoffmeister, A. Rexin, et R. Jaumann, 1995,

11

New digital topographic models near Mare Orientale fromClementine UVVIS stereo image data. Div. Planet. Sci.Int. Astron. Soc., 27, p. 57.

Wilson, L., and Head, J. W., III, 1994, Mars: review andanalysis of volcanic eruption theory and relationships toobserved landforms. Rev. Geophys., 32, 221-263.

Zoback, M. L., 1992, First- and second-order patterns ofstress in the lithosphere: the World Stress Map project. J.Geophys. Res., 97, 11,703-11,728.

Zoback, M. L., and R. M. Richardson, 1996, Stressperturbation and intraplate seismicity associated withancient continental rifts. J. Geophys. Res., 101, 5459-5475.

III. Publications

1. Publications à comité de lecture

Articles publiés

[B1] Costard, F., Chaffaud, F.-X., P. Masson, P., Mège, D., and J.-P. Peulvast, 1991, Landing siteselection for the Mars 94 mission : a preliminary study. In : K. Szegö (Ed.) : The Environmental Model ofMars, Pergamon Press, Oxford, 55-58.

[A1] Mège, D., and Masson, P., 1996, Amounts of stretching in Valles Marineris. Planet. Space Sci., 44, 8, 749-782.

[A2] Mège, D., and Masson, P., 1996, Stress models for Tharsis formation, Mars. Planet. Space Sci., 44, 12,1471-1497.

[A3] Mège, D., and Masson, P., 1996, A plume tectonics model for the Tharsis province, Mars. Planet. SpaceSci., 44, 12, 1499-1546.

[A4] Ernst, R. E., Grosfils, E. B., and Mège, D., 2001, Giant Dyke Swarms on Earth, Venus and Mars. Ann.Rev. Earth Planet. Sci., 29, 489-534.

[A5] Peulvast, J.-P., D. Mège, J. Chiciak, F. Costard, and P. Masson, 2001, Morphology, evolution, andtectonics of Valles Marineris wallslopes (Mars). Geomorphology, 37, 3-4, 329-352.

[A6] Mège, D., 2001, Uniformitarian plume tectonics: the post-Archean Earth and Mars. In R. E. Ernst and K. L.Buchan (Eds), Mantle plumes: Their identification through time. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 352, 141-164.

[A7] Mège, D., and Ernst, R. E., 2001, Contractional effects of mantle plumes on Earth, Mars and Venus. In R.E. Ernst and K. L. Buchan (Eds), Mantle plumes: Their identification through time. Geol. Soc. Am. Spec.Pap. 352, 103-140.

[A8] Mège, D., and Reidel, S. P., 2001, A method for estimating 2D wrinkle ridge strain from faultdisplacement scaling applied to the Yakima folds. Geophys. Res. Lett., 28, 18, 3545-3548.

[A9] Callot, J.-P., Geoffroy, L., Aubourg, C., Pozzi, J.P., and Mège, D., 2001, Magma flow in shallowdykes from the E-Greenland margin inferred from magnetic fabric studies. Tectonophysics, 334, 313-329.

Articles soumis

[S1] Mège, D., Cook, A. C., Lagabrielle, Y., Garel, E., and Cormier, M.-H., Volcanic rifting at Martiangraben (soumis à JGR, sept. 2001)

[S2] Mège, D., and Korme T., Dyke swarms in the Tana-Belaya region, Ethiopia: anatomy, emplacement, andrelationships with the flood basalts (soumis à JVGR, oct. 2001)

Articles en préparation

Mège, D., and Reidel, S. P., Estimation of contractional strain at wrinkle ridges: a case study at Solis Planum,Mars (soumission à JGR)

Mège, D., Variation of power-law exponents for eruptive fracture population (soumission à GRL ou JSG ouGeology)

Mège, D., and Anderson, R. S., Global contractional strain due to wrinkle ridges on Mars. (soumission à JGR)

Mège, D., Chardon, D., and Hansen, V. L., Rayleigh-Taylor instability-driven plume tectonics. (soumission àEPSL)

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2. Communications invitées

[Ci1] Mège, D., 1996, Volcano-tectonic history of a Martian hotspot. University of Nevada, Reno, Department ofGeological Sciences Colloquia, 15 novembre 1996.

[Ci2] Mège, D., 1998, Compressional strain in plume tectonics on Mars and on Earth. Geol. Soc. Am. Abstr.Programs, 30, 7, A 344.

[Ci3] Mège, D., 1998, Hot spot tectonics on planets lacking plate tectonics : the picture from Mars. Geol. Surv.Canada, Ottawa, Logan Club Lecture, 3 novembre 1998.

[Ci4] Mège, D., and Reidel, S. P., 2000, Two-dimensional strain at wrinkle ridges using fault-displacementlength scaling at terrestrial analogs. Geol. Soc. Am. Abstr. Programs, v. 32, 7.

3. Mémoire de DEA et thèse de doctorat

Mège, D., 1991 - Etude morphostructurale de la partie Ouest de Valles Marineris (Mars): interprétationgéomorphologique et tectonique. Mémoire de DEA, Université Paris-Sud (Orsay), et Université Paris IV(Meudon), 70 p. + carte

Mège, D., 1994 - Aspects structuraux du complexe magmato-tectonique de Tharsis sur Mars. Thèse de doctorat,3394, Université Paris XI, Orsay, 21 novembre 1994, 384 p.

Ces travaux ont été effectués sous l'encadrement de Philippe Masson, Université Paris-Sud.

4. Rapports scientifiques

Rapport de maîtrise (effectué suite à une démarche volontaire, les TER n'existant pas à l'époque…) :

[R1] Mège, D., 1990 - Etude géologique préalable de Maxwell Montes et Fortuna Tessera (Ishtar Terra), Vénus,d’après l’imagerie des sondes Venera 15 et 16. Rapport de stage, Laboratoire de géologie dynamiqueinterne, 27 p. + cartes.

Rapport effectué pour le BRGM à la fin de la maîtrise :

[R2] Mège, D., 1990 - Evaluation des séismes maximaux physiquement plausibles en France : étudebibliographique de la sismicité majeure intraplaque dans l’est des Etats-Unis en vue de corrélations.Mémoire BRGM, Marseille-Luminy, env. 100 p.

Travail sur la rugosité du sol martien à différentes échelles effectué pour le CNES dans le cadre de la préparationde la mission Mars 94 :

[R3] Mège, D., F.X. Chaffaud, F. Costard, P. Masson, and J.-P. Peulvast, 1991 - Mars 94 : étudepréliminaire des sites d’atterrissage et de largage de ballons. CNES Technical Report, n°25, 80 p.

Travail effectué dans un cadre post-doctoral à l'Université du Nevada, Reno :

[R4] Mège, D., 1996 - FAULT6a user notes. Reno, Nevada, Geomechanics—Rock Fracture Group, UNR.

5. Communications

Colloques nationaux (*avec résumé étendu de 2 à 4 p.)

[C1] Mège, D., et P. Masson, 1992, Géomorphologie et mouvements tectoniques récents sur la planète Mars(partie occidentale de Valles Marineris). Colloque AGSO/GFG "La quantification en géomorphologie",Bordeaux, 19-20 novembre 1992.

[C2] Mège, D., et P. Masson, 1992, Géomorphologie et évolution de versants sur la planète Mars (partieoccidentale de Valles Marineris) : implications géodynamiques. Colloque AGSO/GFG "La quantification engéomorphologie", Bordeaux, 19-20 novembre 1992.

[C3] * Mège, D., et P. Masson, 1994, Dans quelles mesures peut-on comparer Valles Marineris et les riftsterrestres continentaux ? Colloque du Programme National de Planétologie de l'INSU, B.R. Bernhard,M.D. Festou and F. Foucaud (Eds), S17-3, 4 p.

[C4] * Peulvast, J.-P., D. Mège, J. Chiciak, F. Costard, et P. Masson, 1994, Morphogenèse et tectoniquesur Mars : les enseignements de l'étude morphostructurale de Valles Marineris. Colloque du ProgrammeNational de Planétologie de l'INSU, B.R. Bernhard, M.D. Festou and F. Foucaud (Eds), S8-42, 4 p.

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[C5] * Mège, D., et P. Masson, 1998 – Conséquences structurales des points chauds sur Mars et sur Terre.Colloque du Programme National de Planétologie de l'INSU, S1-13, 4 p.

[C6] * Peulvast, J.-P., F. Costard, D. Mège, et P. Masson, 1998, Les grands versants de Valles Marineris(Mars) : Morphologie, évolution, signification lithologique et géodynamique. Colloque du ProgrammeNational de Planétologie de l'INSU, S1-14, 4 p.

[C7] Mège, D., Y. Lagabrielle, E. Garel, M.-H. Cormier, et A. C. Cook, 2000, Rifting volcanique eteffondrements gravitaires sur Mars. Colloque ATI/INSU, 20 décembre 2000.

Colloques internationaux (*avec résumé étendu de 2 à 4 p.)

[C8] Mège, D., and P. Masson, 1994, Past and current geometry of Valles Marineris. Abstract, EGS XIX GeneralAssembly, Annales Geophysicae, 12, Supplt. III, C 653.

[C9] Mège, D., and P. Masson, 1995 - The Tharsis dyke swarms on Mars. Abstract, EGS XX General Assembly,Annales Geophysicae, 13, Supplt. III, C 749.

[C10] Mège, D., and P. Masson, 1995 - Dyke swarms in the Tharsis province of Mars. In: A. Agnon and G.Baer (Eds), 3rd International Dyke Conference, Program & Abstracts, p. 44.

[C11] Wählisch, M., J. Oberst, T. Roatsch, D. Mège, A.C. Cook, W. Zhang, A. Hoffmeister, A. Rexin,and R. Jaumann, 1995 - New digital topographic models near Mare Orientale from Clementine UVVISstereo image data. Div. Planet. Sci. Int. Astron. Soc. 27th Annual Meeting, p. 57.

[C12] Mège, D., and P. Masson, 1996, Along-strike variations of tectonic extension in Valles Marineris, Mars,implications for models of origin. Abstract, EGS XXI General Assembly, Annales Geophysicae, 14, Supplt.III, C 793.

[C13] Mège, D., 1997, Surface extension and dyke emplacement at Alba and Tantalus Fossae, Mars. Abstract,EGS XXII General Assembly.

[C14] Mège, D., and P. Masson, 1997, Volcano-tectonic evolution of terrestrial and Martian hotspots. Abstract,EGS XXII General Assembly.

[C15] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Buried tectonic structures and sediment thickness variations at VallesMarineris, Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute,Houston, 927-928.

[C16] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Graben formation and dyke emplacement on Earth and other planets.Lunar and Planetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 929-930.

[C17] * Mège, D., and P. Masson, 1997, An actually hot tectonic model for the Tharsis hotspot. Lunar andPlanetary Science Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 925-926.

[C18] * Mège, D., and P. Masson, 1997, Tension fracturing at Uranius Fossae, Mars. Lunar and PlanetaryScience Conference XXVIII, Lunar and Planetary Institute, Houston, 931-932.

[C19] Mège, D., 1999, Toward plume tectonics models including compression. EUG 10.

[C20] * Mège, D., 1999 - A method for estimating 2D horizontal shortening at wrinkle ridges from remotesensing data: Results from the Yakima fold belt (Columbia Plateau). Lunar and Planetary ScienceConference XXX, Lunar and Planetary Institute, Houston, CD-ROM, 1838.pdf.

[C21] * Mège, D., 1999, Surface shortening at the Coprates ridged plain, Syria Planum flood basalt province,Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXX, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 15-19, 1999, CD-ROM, 1876.pdf.

[C22] * Mège, D., 1999, A stress history consistent with the volcanic and tectonic history of the early Tharsisflood basalt province on Mars. Lunar and Planetary Science Conference XXX, Lunar and PlanetaryInstitute, Houston, CD-ROM, 2065.pdf.

[C23] * Mège, D., 1999, Graben morphology, dike emplacement, and tension fracturing in the Tharsis igneousprovince of Mars. 5th International Mars Conference, Houston, Texas, Lunar and Planetary Institute, CD-ROM, 6182.pdf.

[C24] * Mège, D., 1999, Dikes on Mars: (1) What to look for? (2) A first survey of possible dikes during theMars Global Surveyor aerobreaking and science phasing orbits. 5th International Mars Conference,Houston, Texas, Lunar and Planetary Institute, CD-ROM, 6207.pdf

14

[C25] * Costard, F., Mangold, N., Masson, P., Mège, D., and Peulvast, J.-P., 1999, Melas Chasma:Potential landing site for the Mars 2001 mission. Workshop on Mars 2001 landing Site, Lunar andPlanetary Institute, Houston, October 4, 1999, 3 p.

[C26] * Cook, A. C., D. Mège, and R. A. Craddock, 2000, Stereo derived digital elevation models of Marsfitted to MOLA profiles. Lunar and Planetary Science Conference XXXI, Houston, March 13-17, 2000, CD-ROM, 2008.pdf.

[C27] * Mège, D., D. Chardon, and Hansen, V. L., 2000, Rayleigh-Taylor instability-driven plume tectonicsand the rheology of the Archean, Venusian, and Martian crusts. Lunar and Planetary Science ConferenceXXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17, 2000, CDROM, 1998.pdf.

[C28] * Mège, D., Y. Lagabrielle, E. Garel, M.-H. Cormier, and A.C. Cook, 2000, Collapse features andnarrow grabens on Mars and Venus: dike emplacement and deflation of underlying magma chamber.Lunar and Planetary Science Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17,2000, CD-ROM, 1854.pdf.

[C29] * Mège, D., and S.P. Reidel, 2000, Two-dimensional shortening at planetary wrinkle ridges. Lunar andPlanetary Science Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, March 13-17, 2000, CD-ROM, 1570.pdf.

[C30] * Schultz, R. A., Moore, J. A., Grosfils, E. B., Tanaka, K. L., Mège, D., Hauber, E., and Kronberg,P., 2000, Revised model for simple planetary grabens and tectonic implications. Lunar and PlanetaryScience Conference XXXI, Lunar and Planetary Institute, Houston, Texas, CD-ROM, 1175.pdf.

IV. Participation aux programmes nationaux et internationaux

En raison de la distance existant entre mes travaux et les thèmes dominants du Laboratoire de tectonique del'UPMC, le financement de mes travaux depuis mon recrutement s'est effectué sur des contrats indépendantsdont le plus souvent j'ai pris la responsabilité.

A ces financements il faut ajouter deux subventions ponctuelles de la Geological Society of America (GSAInternational Division et GSA Foundation) et une contribution de la National Science Foundation sur un contratde Stephen P. Reidel (Pacific Northwest National Laboratory).

Par ailleurs un projet en cours avec Jacques Angelier (UPMC) et Charles Aubourg (Université de Cergy-Pontoise) sur la signature microtectonique, paléomagnétique et satellitale des rotations de blocs à proximité dudécrochement du Lake Mead (Nevada), financé par l'Unité de recherche (ESA CNRS 7072), n'est pas abordé dansce mémoire en raison de la distance thématique avec mes autres travaux.

1. Programmes nationaux

INSU/Action thématique innovante (1999-2000) - Resp. D. Mège

Sujet Relations fracturation/essaims de dykes sur MarsCollaborations Anthony C. Cook, National Air and Space Museum, Washington, D. C.

Yves Lagabrielle, Université de Bretagne occidentaleErwan Garel, Université de Bretagne occidentale (doctorant)Marie-Hélène Cormier, Lamont-Doherty Earth Observatory, Palisades, N. Y.

INSU/Programme national de planétologie (2001) - Resp. D. Mège

Sujet Déformation compressive globale sur MarsCollaborations Robert S. Anderson, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, CA

Stephen P. Reidel, Pacific Northwest Laboratory, Richland, WA

INSU/Corne de l'Afrique (à partir de 2000) - Resp. D. Mège

Sujet Mise en place des essaims de dykes dans la Province volcanique éthiopienne, relations avec latectonique régionale et les paléocontraintes

Collaborations Tesfaye Korme, Addis Ababa UniversityNicolas Arnaud, Université Blaise Pascal, Clermont-FerrandCatherine Deniel, Université Blaise Pascal, Clermont-FerrandHervé Diot, Université de La RochelleTesfaye Kidane, Addis Ababa UniversityDaniel Ohnenstetter, CNRS/CRPG, Vandoeuvre-lès-Nancy

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CNRS (GDR Marges)/IFRTP - Resp. L. Geoffroy, U. Maine

Sujet Relations tectonique/magmatisme dans la Province volcanique thuléenne (marge orientale duGroenland)

Collaborations directes dans ce programmeLaurent Geoffroy, Université du MaineCharles Aubourg, Université de Cergy-PontoiseJean-Paul Callot, Université du Maine (doctorant)

2. Programmes internationaux

Coopération inter-universitaire UPMC –Addis Abeba University (à partir de 2000)

Resp. D. Mège - Sujet et collaborations : id. INSU/Corne de l'Afrique

Coopération inter-universitaire UPMC –University of Nevada, Reno (à partir de 2001)

Resp. D. Mège Sujet Mécanique des rifts volcaniques sur Mars

Collaboration Richard A. Schultz, UNR

NASA Planetary Geology and Geophysics Program (1997-2003) - Resp. R. A. Schultz, UNR

Sujet Deux contrats successifs portant sur la mécanique des fractures appliquée aux autres corpsplanétaires

Collaborations Richard A. Schultz, University of Nevada, RenoEric B. Grosfils, Pomona College, CaliforniaKenneth L. Tanaka, U.S.G.S., Flagstaff, AZ

3. Demande en cours

Coopération Pacific Northwest National Laboratory – UPMC (à partir de 2001)

Sujet Raccourcissement et subsidence dans les trapps du plateau de ColumbiaCollaborations Stephen P. Reidel, Pacific Northwest National Laboratory, Richland, WA

V. Activités d'encadrement

Donner à des étudiants les moyens de s'initier à la recherche est l'un des devoirs du chercheur. Il s'agit d'unepart d'assurer leur formation scientifique, et d'autre part de leur donner les moyens quotidiens de travailler dansde bonnes conditions.

La formation scientifique passe par un travail de discussion et de conseil, le financement de colloquesinternationaux et d'une façon générale, par toute incitation à ce que l'étudiant noue des contacts avec lacommunauté scientifique internationale dans son domaine. En se basant sur mon expérience personnelle, cedernier point me semble crucial pour le propre travail de l'étudiant et pour son avenir dans la recherche.L'objectif de la formation scientifique comprend aussi la capacité à travailler de façon autonome et l'habitude detravailler et de rédiger de façon précise et argumentée.

Au quotidien, sans nécessairement en arriver au cas de certains laboratoires du MIT, dans lesquels chaqueétudiant dispose de sa propre station UNIX et d'un ordinateur portable, il me semble qu'aujourd'hui chaqueétudiant doit avoir son propre poste de travail, ne serait-ce que pour éviter les ambiances consécutives auxmystérieuses pertes de données sur des disques durs trop étroits. Ceci est d'autant plus nécessaire enplanétologie où la quasi-totalité des données est sur des serveurs distants. C'est à l'encadrant de veiller à ce queces conditions de travail soient réunies.

L'importance de l'encadrement ne se limite pas selon moi à la thèse et au DEA. Dans leur grande majorité,les étudiants à l'université ne feront jamais de recherche académique, indépendamment de ce que l'on peutpenser du rôle de l'université. Le mémoire effectué en DESS et en second cycle est particulièrement formateurpour l'avenir de beaucoup d'étudiants, il s'agit du seul travail autonome de haut niveau dans lequel ils pourrontmontrer leur capacité à synthétiser des informations bibliographiques et un minimum de recherche dans un texteclair, cohérent et argumenté.

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1. Co-encadrement de thèse et encadrement de DEADepuis 2 ans est proposé au DEA le sujet de thèse intitulé Interaction entre magmatisme et tectonique : analysestructurale et mécanique comparative de systèmes d’injections magmatiques (dykes) en relation avec le régimetectonique en domaine cassant continental ou océanique.

Ce sujet, co-encadré par J. Angelier, examineraitles relations entre la mise en place de dykes et lesdéformations tectoniques sus-jacentes dansdifférentes régions volcaniques du système solaire,comme par exemple sur Terre la Province volcaniqueéthiopienne, le plateau de Columbia, la margeorientale du Groenland, l'Islande, ou la ride Est-Pacifique, sur Mars la Province volcanique de Tharsis,et sur Vénus les essaims de fractures et de dykesobservés autour de certaines coronae volcaniques. Cesujet n'a pas encore été choisi, peut-être en raison demon intervention très limitée au DEA principal auquelparticipe le Laboratoire de tectonique (DEA Méthodesquantitatives et modélisations des bassinssédimentaires). Il sera proposé à nouveau l'annéeprochaine. D'une manière générale, mon fortinvestissement dans la filière de Sciences naturelles(licence, maîtrise, Capes, Agrégation) contribue peut-être à marginaliser mon profil de recherche auprèsd'étudiants à la recherche d'un mémoire de DEA und'une thèse.

J'ai cependant collaboré avec des étudiants enthèse d'autres laboratoires sans être impliqué dansleur encadrement au sens officiel. A un moment ou unautre de leur thèse, mon expertise dans un domainedonné a ainsi été utile à 3 étudiants, donnant lieu àdes publications en commun :

Yann Chiciak (Université Paris IV), étudiant deJean-Pierre Peulvast, dont le sujet de thèseportait sur la morphologie des grands versantsmartiens et avec qui j'ai beaucoup travaillé sur cethème jusqu'en 1998 [A5],

Erwan Garel (Université de Bretagneoccidentale), dans une application de modèlesexpérimentaux de rifting à la planète Mars [C7,C28, S1],

Des données structurales et des échantillonspaléomagnétiques recueillis dans des dykestertiaires de la marge SE du Groenland en 1998ont été utilisés par Jean-Paul Callot (Ecolenormale supérieure, Paris) pour étudier ladirection de l'écoulement ([A9]).

2. Parrainage de thèse

Véronique Frey (Université Paris-Sud, depuis 1999)

Ecole doctorale Astronomie et Astrophysique d'Ile-de-franceFormation Astrophysique et techniques spatiales (UPMC/Paris 7/UPS/Observatoire de Paris)Sujet Géomorphologie quantitative de la région de Valles Marineris (Mars)Direction de thèse Philippe Masson, UPS

3. DESS

Noadia Worku (2000, co-encadrement avec J. Chorowicz)

DESS Télédétection (stage d'un semestre)Sujet Morphométrie de la Province volcanique éthiopienne

Arnaud Chauwin (2000)

DESS Télédétection (stage de 2 mois)Sujet Formation à ER Mapper : Géoréférencement, rectification et mosaïquage de l'imagerie

Viking sur la région d'Elysium (Mars)Yvan Tremblay (1999)

DESS Télédétection (stage de 2 mois)Sujet Extraction des données d'altimétrie laser MOLA (Mars) et application à la topographie

de la région de Tempe Terra

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4. Maîtrise ST

Ariane Mascret (2001-2002)Sujet rifting sur Mars : comparaisons structurales avec l'Afar

Sylvie Ganteil (UBP, 1997)Sujet Etude de la rugosité du fond de la caldera du Krakatao (avec A. Provost)

5. Maîtrise SN

Laurent Guigon (1999) Critères géologiques d'apparition de la vie sur Mars

Hélène Géliot (2000) Comparaison des styles tectoniques sur la Terre, Mars et Vénus

VI. Activités d'enseignement

L'enseignement que j'ai effectué se répartit en 3 volets. Le premier est d'ordre planétologique, et occupe uneplace grandissante avec les années. L'évolution des programmes actuellement laisse une place de plus en plusgrande à cette discipline, qu'il s'agisse du DEUG, de la licence-maîtrise de Sciences naturelles, du Capes, del'agrégation ou du niveau de l'école doctorale. L'enseignement dans la filière des sciences naturelles est unsecond volet, et la filière Sciences de la Terre est le troisième.

L'enseignement que j'effectue dans la filière Sciences de la Terre essaie de contribuer à la formation desétudiants sur des thématiques qui leur seront utiles, que leur avenir soit dans la recherche ou dans les sciencesappliquées. Je tiens beaucoup à maintenir une approche combinant les deux : c'est en partie une déformationprofessionnelle car en se spécialisant en planétologie on doit garder à l'esprit l'éventualité d'une reconversiondans le milieu de la "vraie vie".

Dans le module de tectonique de maîtrise les étudiants réfléchissent ainsi sur la propagation des fractures, etsur l'importance de l'échelle d'observation dans les modèles mécaniques à appliquer. J'essaie aussi de lesprévenir contre le danger qu'il y aurait à vouloir appliquer la loi de Byerlee s'ils sont payés pour construire desponts ou des tunnels, auquel cas ils auraient rapidement de bonnes raisons d'être mis à la porte. Je leurenseigne ainsi les rudiments de la mécanique des masses rocheuses. Allier géologie structurale fondamentale etappliquée provient d'une réflexion suscitée par les méthodes de travail de Richard A. Schultz au cours de monstage post-doctoral à l'Université du Nevada (Reno). Dans un autre module, Géoenvironnement et télédétectionj'ai mis en place une série de TD d'initiation aux systèmes d'information géographique. Là encore, il s'agit d'uneformation qui sera utile aux étudiants quel que soit leur avenir professionnel.

Je considère prioritaire l'enseignement dans la filière des Sciences naturelles, dans laquelle j'enseigne àraison de 60% de mon temps d'enseignement. Les étudiants de cette filière sont nombreux et dans leur majoritémotivés. Ils ont un emploi du temps surchargé et beaucoup travaillent pour financer leurs études. Ils sedestinent à un métier qui est le nôtre mais en plus difficile, en collège ou en lycée. Leur formation leur assureune ouverture plus large sur les sciences que ne le permet la filière des Science de la Terre. Beaucoup d'entreeux, en stage de terrain, en savent bien plus long que moi dans certains domaines proches de la géologie, et j'ytrouve donc un intérêt réciproque. Cette filière a une orientation à tendance encyclopédique qui ne peut plusavoir cours dans la recherche d'aujourd'hui, mais qui dans l'idéal serait souhaitable pour tous les chercheurs.Pour un chercheur il peut également être vu comme une source de modestie et de reconsidération des valeurs lefait d'enseigner à des étudiants aux ambitions éducatives mais qui ouvertement ne se destinent pas à larecherche. Cet ensemble de raisons explique qu'au fil des années j'ai tenu à m'investir massivement dans cetenseignement.

1. Thématiques enseignées

Initiation à la géologie

DEUG SVT : UVSQ, 1992-1994UBP, 1996-1997

DEUG SCM : Géodynamique, UPMC, module optionnel SCMO2-6 (1997-1999)

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Tectonique

Licence/maîtrise Sciences naturelles : géologie de la France (UBP, 1996-1997) Licence/maîtrise Sciences naturelles : module de tectonique (UPMC/G1, 1997-2001) Licence/maîtrise Sciences naturelles : géologie de la France (UPMC/G2,1997-2001) Capes (UPS, 1999-2001) Maîtrise ST : Nucléation et propagation des fractures, critères de rupture et lois de friction, profils de

déplacement et lois d'échelle (UPMC/ M2, 1998-2001)

Télédétection

Maîtrise ST : Systèmes d'information géographique et photo-interprétation (UPMC/M5, 1997-2001)

Planétologie

Licence de sciences naturelles : dynamique interne et externe des planètes (UPMC, 2001) Capes : Météorites, reliefs volcaniques, dynamique interne et dynamique externe des corps du système

solaire (UPMC et UPS, 1997-2001) Agrégation : planétologie, volcanisme planétaire (UPMC, 2001) Ecole doctorale (Géosciences de l'environnement) et DESS (Télédétection): Lithosphères planétaires (UPMC,

1997-2001)

Origines de la vie et exobiologie

DEUG SVT (UPMC/Méthodologie, 1999-2001) Maîtrise ST : conditions d'une vie sur Mars (2001)

Stages de terrain

Volcanologie : Chaîne des Puys, 1 j. (UBP, Deug SVT, 1996-1997) Initiation à la géologie de terrain/géologie de la France :

- Anjou, 3 j., (UVSQ, Deug SVT, 1993-1994)- Normandie, 3 à 4 j. (UPMC/Maîtrise de Formation des maîtres, 1997-2001)

Analyse morphostructurale des paysages et cartographie : Provence, 6 j. (UPMC/ Maîtrise ST, 1998-2001)

2. Répartition des heures d'enseignement

Répartition indicative pour une année type :

DEUG SVT/SCM 10%Licence/Maîtrise de sciences naturelles 55%Capes et agrégation 5%Maîtrise de sciences de la Terre 25%3e cycle 5%

3. Coordination d'enseignements

1993-1994 : Module de Deug/Initiation à la géologie, UVSQ, coordination des enseignements de TP/TD avecOlivier Lacombe (UPMC)

1999-2001 : Module de Deug SVT/Méthodologie Origines de la vie et exobiologie, UPMC, coordination des courset des TP/TD (resp. du module M.-C. Maurel, UPMC, Institut Jacques Monod)

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VII. Responsabilités administratives

Certaines des tâches administratives nécessitent que des chercheurs s'y impliquent eux-mêmes. J'ai assuré troisde ces tâches, dont deux tournées vers l'enseignement :

Responsabilité des services d'enseignement du Laboratoire de tectonique (1997-2001)

A chaque rentrée les temps de services doivent être équitablement réorganisés en prenant en compte le fluxd'enseignants (départs en retraite et recrutements). C'est une tâche prenante en raison des modificationsinévitables en cours d'année liées aux missions des uns et des autres, aux effectifs changeants des modules etdes stages de terrain, et aussi une tâche hautement diplomatique en raison du sentiment de suspicion qui planeinévitablement auprès de certains collègues vis-à-vis de ce type de comptabilité.

Coordination des besoins en logiciels du Laboratoire de tectonique (1997-1999)

Membre titulaire nommé à la CSE des sections 35-36 de l'Université du Maine (2001-)

Il y a peu de laboratoires français impliqués dans les relations entre volcanisme et tectonique, l'une d'entreelles est l'Université du Maine, sous l'impulsion de Laurent Geoffroy. Ma nomination dans la CSE 35-36 traduitune volonté d'appuyer cet axe de recherche.

Membre titulaire nommé à la CSE des sections 35-36 de l'Université d'Aix-Marseille III (2001-)

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Seconde partie

Etudes comparatives et apport desplanètes telluriques à la compréhensionde la déformation des grandes provinces

magmatiques

IntroductionCe mémoire traitera en particulier de régions dans lesquelles s'observent de vastes épanchements basaltiques

de type trapps, justifiant le terme employé ici de grandes provinces magmatiques, ou PIG, traduction littérale deLarge Igneous Provinces, ou LIP (e. g., Coffin and Eldholm, 1994).

Pour autant toutes les PIG ne sont pas concernées par ce travail. Typiquement il s'agira de PIG attribuées àla remontée de panaches mantelliques, et dont une partie au moins est observée sur le continent. Dans ce travaille terme panache implique une activité magmatique prolongée débutant lorsque la tête de l'anomaliethermique s'aplatit à la base de la lithosphère mécanique, et se poursuivant par un magmatisme de traînedonnant typiquement lieu à un alignement volcanique sous le coup du déplacement relatif de la lithosphère parrapport à l'asthénosphère. Le terme point chaud sera utilisé dans le sens d'un ensemble de caractéristiquesvolcaniques, structurales, géochimiques et géophysiques qui conjointement sont utilisées sur Terre pourl'identification de panaches mantelliques. En soi ce terme n'implique aucun mécanisme génétique. Cettedissociation des causes et des effets est rendue nécessaire par l'étude des exemples extra-terrestres pourlesquels la liaison entre processus profonds et de surface reste très spéculative, et aussi par le fait du plus grandflou régnant aujourd'hui encore sur la nature réelle d'anomalies thermiques terrestres attribuées par défaut à despanaches mantelliques.

Par choix, les plateaux basaltiques océaniques ne sont pas traités, peut-être plus par le souci de circonscrirele champ d'investigation de ce travail à une taille raisonnable que par une différence supposée des processus.

En revanche, l'analogie entre les processus dans certaines grandes provinces magmatiques martiennes et lesprocessus observés aux limites de plaques divergentes amène à élargir la notion de grande province magmatiqueaux rifts volcaniques terrestres, comme la ride Est-Pacifique ou le rift éthiopien, ou encore le rift d'Asal.

1. Les déformations des grandes provinces volcaniques : état des lieux

Rifting

Il n'est bien sûr pas question de rappelerexhaustivement dans ce mémoire l'immense littératuresur le sujet des relations entre point chaud et rifting,qui a un temps quasiment monopolisé le débat sur lesdéformations des grandes provinces magmatiques.Ces relations ne sont que l'un des aspects desrelations entre point chaud et déformationstectoniques. Le débat entre rifting actif et passif a faitlong feu. Il semble clair toutefois que dans le cas où lalithosphère est soumise à des contraintes extensivesalors qu'un panache arrive à la base de celle-ci, lesconséquences en seront un rifting dont la localisationsera influencée, à des degrés divers, par l'étendue dela zone thermiquement affaiblie de la lithosphère, lesdiscontinuités préexistantes, provenant par exemplede zones orogéniques ou de rifts anciens, et le

bombement thermiquement induit de la lithosphèreau-dessus du point chaud. (Houseman et England,1986, White et McKenzie, 1989, 1995, Griffiths etCampbell, 1991, Hill, 1991, Courtillot et al., 1999).

Le rôle du magmatisme dans ce schéma estcomplexe. Il semble admis qu'une fractionconsidérable du volcanisme correspond à la mise enplace de trapps au moment de l'initiation de l'activitévolcanique du point chaud, dont le volume est del'ordre de 106 km2 (cf. e. g. White et McKenzie, 1989),et la durée de l'ordre de 1 à 2 Ma au plus pour les9/10e du matériel émis (e. g., LeCheminant etHeaman, 1989, Tolan et al., 1989, Hofmann et al.,1997). Le débat concernant qui du volcanisme ou durifting a précédé l'autre a été abondamment discuté

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(e. g., Hill, 1991), mais tout n'est peut-être que dansla magnitude de l'état de contrainte extensif aumoment de l'arrivée du panache à la base de lalithosphère. Dans un contexte fortement extensif, lemoindre affaiblissement rhéologique pourra focaliserun rifting alors même que la fusion partielle donnantultérieurement les trapps n'en sera qu'aucommencement. Dans un contexte faiblementextensif, la fusion partielle résultant de l'anomaliethermique du panache pourra débuter la mise en placede trapps avant que la lithosphère ne commence àêtre significativement riftée. Après l'un ou l'autre deces schémas initiaux, le magmatisme et l'évolutionstructurale vont de pair.

Il est clair cependant que le soulèvementthermique d'une lithosphère, comme sa surchargemagmatique, créent des champs de contrainte qui nesont pas en extension partout (e. g., Banerdt, 1986,Banerdt et al., 1992, Banerdt et Golombek, 2000), desorte qu'à part le fait que la rupture en tension esttrois fois plus facile qu'en compression, il n'y a peut-être pas de raison très rationnelle pour laquelle seulela tectonique en extension serait favorisée par l'arrivéed'un panache mantellique à la base de la lithosphèreet non la rupture en compression.

Dyking

La mise en place d'essaims de dykes basiques géants est l'un des traits majeurs faisant la liaison entrevolcanisme de trapps et rifting. Par dykes basiques géants il est entendu des dykes dont l'épaisseur moyenne estsupérieure à 10 m et la longueur supérieure à quelques centaines de kilomètres [A4]. L'exemple classique estl'essaim du Mackenzie, dont l'épaisseur moyenne des dykes qui le constituent est à l'affleurement de 30 m et lalongueur 2500 km au minimum (Fahrig et Jones, 1969).

Fahrig (1987) proposa un modèle de rifting basé sur des observations dans les boucliers précambriens selonlequel le magma produit lors de l'impact d'un panache à la base de la lithosphère était transmis à la surface parle biais d'essaims de dykes géants en éventail disposés en 3 branches radiales dont le point de convergenceserait le point d'impact. Ces trois branches constitueraient le soubassement des rifts autour du point triple (Burkeet Dewey, 1973). Selon le modèle de Fahrig, le cycle de Wilson amènerait à l'océanisation de deux des branchesde rift dont la fermeture ultérieure expliquerait l'observation fréquente d'un essaim de dykes en éventailconvergeant vers un orogène plus récent. Ernst et al. (1996) ont proposé une classification des essaims de dykesgéants et compilé une première liste des essaims recensés. L'analyse de leur géométrie a pu aider àl'identification de points chauds fossiles non encore répertoriés (Figure 6).

Figure 6. La géométrie en éventail de certains essaims de dykes permet de localiser des points chauds sur Terre, enparticulier des points chauds fossiles [A4]. 10°lat ⇔ 1110 km.

Des analyses d'anisotropie de susceptibilitémagnétique ont montré que l'écoulement dans cesdykes, d'abord subvertical au-dessus de la région defusion partielle, s'horizontalisait ensuite rapidement

vers les régions externes de l'essaim (Ernst etBaragar, 1992). Cet écoulement latéral proviendrait dela propagation préférentielle des dykes basiques auniveau crustal usuellement dénommé Neutral

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Buoyancy Zone (NBZ), zone de flottabilité neutre où ladensité du magma s'équilibre avec celle de l'encaissant(Turcotte, 1990, Lister, 1991). La propagation dedykes à cette profondeur, typiquement de l'ordre de 2-3 km sur Terre (Lister, 1991, Wilson et Head, 1994)explique aussi élégamment pourquoi ces dykes géants(30 m en moyenne pour l'essaim du Mackenzie parexemple, Fahrig, 1987) ne semblent avoir été éruptifsqu'exceptionnellement ou localement. On considèreainsi souvent qu'en contexte de rifting l'extensiontectonique en surface est balancée en profondeur parla dilatation des dykes basiques (e. g., Forslund etGudmundsson, 1991). Ce concept de zone deflottabilité neutre est cependant une notion à utiliseravec précautions car elle ne permet théoriquementque très exceptionnellement l'arrivée de magmabasique en surface. Ebinger et Casey (2001) ont, àl'opposé de ce concept, proposé un modèle de riftingdans le rift éthiopien dans lequel l'extension en surfacene se ferait actuellement plus par étirement crustal lelong des failles bordières majeures, mais par dilatationde dykes éruptifs au centre du rift.

L'un des intérêts tectoniques des essaims de dykesréside dans leur fiabilité en tant que marqueurs depaléocontraintes, les dykes étant réputés se propageren mode I (Stevens, 1911, Anderson, 1951). Desarguments de terrain et de laboratoire confirment que

la plupart des dykes créent leur propre fracture sousl'effet de la pression des gaz précédant le magmadans la fracture (Baer, 1991, 1995, Hoek, 1995), cequi selon la théorie de Griffith va dans le sens d'uneinterprétation des dykes comme indicateursthéoriquement parfaits des trajectoires de contraintesprincipales. Il existe néanmoins des précautions àprendre en effectuant des interprétations en termesde paléocontraintes :

A l'échelle de l'affleurement cette loi n'est parfoispas valide, la géométrie des dykes étant alorsinfluençable par les hétérogénéités structurales del'encaissant (Baer et al., 1994).

L'incertitude demeure sur l'orientation de deuxdes contraintes principales (Halls, 1987).

La question de la propagation de dykes en modemixte I-II a été soulevée (Geoffroy et Angelier,1995), et répondrait à l'observation fréquente dedykes sécants datant du même épisodemagmatique, fournissant ainsi une alternative àl'explication qui voudrait que le champ decontrainte ait légèrement varié entre les deuxinjections. Quoi qu'il en soit, il est sans douteprudent de n'interpréter en termes de trajectoiresde contraintes que des orientations statistiques dedykes.

Soulèvement épirogénique

L'importance du sous-placage magmatique dans lemaintien et même la surrection des plateauxbasaltiques est connue depuis longtemps (McKenzie,1984). L'importance de la topographie créée, enparticulier lorsqu'un rifting a accompagné l'activitévolcanique, résulte de l'efficacité du processus defusion partielle par augmentation de température,typiquement de 150-300°C (e. g., Bijwaard etSpakman, 1999) et par baisse de pression adiabatique(McKenzie et Bickle, 1988). Il en découle ainsi que levolume des trapps est d'autant plus élevé que lefacteur d'étirement de la lithosphère l'est aussi (Whiteet McKenzie,1989), que la lithosphère étirée estinitialement mince, ou que le diamètre de la planèteest faible (McKenzie et O'Nions, 1991). Olson (1994) aétudié l'évolution spatiale et temporelle de latopographie produite par le soulèvement thermiqued'une lithosphère sous l'impact d'un panache et parl'accrétion du matériel magmatique extrait par fusionpartielle du manteau. L'équilibre des plateauxvolcaniques est atteint par mouvement verticaldifférentiel avec les terrains adjacents.

Cet aspect de la tectonique des plateauxvolcaniques est encore mal connu car peu étudié.Malgré cela, si le point chaud évolue dans unelithosphère en extension, il semble raisonnable des'attendre à une tectonique en extension sur les

rebords du plateau si le résidu de fusion à densitéamoindrie contrebalance efficacement la chargemagmatique produite (White et McKenzie, 1989),éventuellement associée à une tectonique gravitaire.Dans le cadre d'une lithosphère en compression ouplus généralement de forte épaisseur, le problème sepose de la quantité de magma pouvant être produitpar l'anomalie thermique uniquement, sansdécompression du manteau. Il semble possible,cependant, que suffisamment de magma puisse êtreproduit dans ce cas de figure pour induire unsoulèvement topographique majeur, même si levolcanisme de surface est bien plus limité que dans lecas des provinces volcaniques en extension, commeen atteste la topographie actuelle à 2000 m desplateaux du Hoggar et du Tibesti. Une conséquence dela charge de plateaux sur la tectonique des régionsadjacentes pourrait être la remontée de metamorphiccore complexes concentriques à la bordure desplateaux (Borgia et al., soumis). Là encore, il s'agitd'un domaine peu approfondi à l'heure actuelle, sansdoute en partie par absence de prise de consciencedans la communauté géologique que les déformationstectoniques ne sont peut-être pas toutes liéesdirectement aux mouvements aux limites de plaques.

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2. Les déformations des grandes provinces volcaniques : contribution

Rappel bref des travaux de thèse

Sur des critères géomorphologiques et structuraux [A3], la thèse mettait en évidence d'une part l'existenced'essaims de dykes géants sur Mars dans la plus grande province volcanique martienne et la plus déformée, larégion de Tharsis (Figure 8, Figure 7).

Ces essaims de dykes étaient interprétés comme potentiellement semblables à ceux observés sur les bouclierscontinentaux terrestres. La signature géomorphologique et structurale de ces dykes et leurs relations avec unetectonique régionale extensive étaient analysées. Des cartes de contraintes principales avaient pu être établies etcorrélées avec l'ensemble des structures tectoniques observées dans la région de Tharsis, et comparées auxmodèles géophysiques d'inversion des anomalies de gravité et de topographie [A2].

Figure 7. Carte structurale du dôme volcanique de Tharsis (Mars) et modèle numérique de terrain (Zuber et al., 2000). Sontidentifiés : les volcans principaux Olympus Mons, Alba Patera et les Tharsis Montes) ; le sommet du bombement topographiqueet centre volcano-tectonique majeur : Syria Planum ; le système de fossés de Valles Marineris ; les fossés d'effondrementsétroits typiques des surfaces silicatées extraterrestres (narrow planetary graben, brun foncé) dont certains seraient localisés àl'aplomb d'intrusions magmatiques linéaires (dykes individuels ou systèmes de dykes) et chaînes de cratères d'effondrement(catenae) interprétés de façon similaire ; les centres principaux d'injection d'essaims de dykes (A-D) ; les rides de compressionde type wrinkle ridge (rouge) ; la ceinture compressive périphérique (bleu foncé) ; le pli probable de Claritas-Coprates ; lalimite de la dichotomie topographique (pointillés bleus) et les noms des plaines au-delà de cette limite. Les points chaudsidentifiés dans le texte sont ceux de Tharsis (possible centre volcanique précurseur A, centre volcanique principal B, puisrécurrence en C) et d'Alba Patera (centre D, contemporain de C [A3] ). 10°lat ⇔ 590° km.

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Figure 8. Topographie de Mars (Zuber et al., 2000) et localisation des principaux centres volcaniques (noir) et bassinsd'impact (blanc). Le dôme volcanique de Tharsis peut être défini par les régions d'altitude ≥ 3 km autour des monts Tharsis, etcomprend donc les sites de Syria Planum, Valles Marineris, et Alba Patera, à l'exclusion d'Olympus Mons. 10°lat ⇔ 590 km.

D'autre part la thèse étudiait plus en détail le cas d'un système de fossés entaillant la surface de la planètesur 2000 km de long, les fossés de Valles Marineris (Figure 9). A partir d'une cartographie structurale de détail,de modèles numériques de terrain et d'hypothèses estimées raisonnables, le taux d'extension était calculé le longd'une douzaine de profils transversaux et ses variations interprétées en des termes structuraux etgéodynamiques [A2]. Ainsi la thèse faisait-elle un tour de la tectonique extensive observée dans la région deTharsis.

Figure 9. Vue vers l'Est de lapartie nord des fossés deValles Marineris (localisationsur la Figure 8). La déniveléedes versants les plus hautsest de ~10 km. Noter lesfacettes triangulaires en basde certains versants [C5], leremplissage des fossés pardes dépôts probablementvolcaniques sous une tranched'eau, et les trois glissementsde terrain géants tardifs,affectant la faille bordière laplus septentrionale et d'ex-tension latérale cumulée~100 km. Modèle numériquede terrain USGS/NASA.

Tectonique de panache et mécanismes structuraux

Les travaux relatés dans ce mémoire se subdivisent selon deux échelles. Dans un premier temps, lesprocessus magmatiques et structuraux associés aux provinces magmatiques sont étudiées à l'échelle dupanache, et limités aux observations faites sur les continents. Certains mécanismes à l'échelle d'un segment derift ou d'un pli sont ensuite étudiés.

Comme il a été dit plus haut, il ne sera pas traité des relations entre panache et rifting au sens de "qui adéclenché quoi" ou de "qui était là en premier", débat qui n'a de sens que dans le cadre spécifique de latectonique des plaques, et donc hors sujet dans ce mémoire.

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I. Caractérisation tectonique des points chauds en domainecontinental

1. Similitudes volcano-tectoniques entre points chauds terrestres, martiens etvénusiens

Avant de déterminer en quoi la planétologie va se rendre utile pour les points chauds terrestres, il estnécessaire de montrer que les objets qui vont être comparés sont suffisamment proches. Dans cette section ilsera question des analogies existant entre points chauds terrestres, martien et vénusiens.

Articles de référence : [A2, A3, A4, A6], communications : [C5, C9, C10, C13, C24]

Les critères principaux pour l'identification d'un point chaud

Il existe certains critères utilisés pour distinguer les points chauds probables ou avérés des points chaudshypothétiques en contexte extensif. Pour qu'un candidat point chaud puisse prétendre à cette appellation il doitêtre associé à [A6] :

une anomalie thermique s'enracinant profondément dans le manteau, dans le cas d'un point chaudactuel (e. g., Ribe et Christensen, 1994)

une signature magnétique et gravimétrique claire en son point d'impact dans la lithosphère (e. g.,LeCheminant et Heaman, 1989)

la mise en place de trapps, caractérisables par leur volume (souvent de l'ordre de 106km3) et leurgéochimie (87Sr/86Sr pouvant notamment aller jusqu'à 0.719 et appauvrissement en 143Nd/144Nd parcontamination crustale, e. g. Best and Christiansen, 2001, p. 366)

la mise en place d'essaims de dykes basiques géants (longueur ≥ 300 km) de composition enéléments majeurs semblable aux trapps, mais pouvant présenter certaines différences pour les éléments entraces suggérant que certains essaims n'ont pas alimenté de trapps (Cadman et al., 1994). Les dykesforment un éventail qui converge vers la région centrale du point chaud.

une topographie durable lié au sous-placage magmatique, pérennisant le soulèvement thermique initial(Olson, 1994)

une ligne magmatique (hotspot track) compatible avec le mouvement relatif de la (des) plaque(s)affectée(s) déterminé par rapport au référentiel de l'ensemble des autres points chauds avérés, dans le casde points chauds âgés de plusieurs millions d'années au moins mais pas trop âgés pour que la trace de cemagmatisme soit encore identifiable.

Il existe certaines dérogations dans des cas précis. Ainsi les trapps du Yellowstone, formant l'unité géologiquedu plateau de Columbia, sont à une altitude, 200 m, inférieure aux unités qui l'entourent, la chaîne des Cascadesà l'ouest et celle des Rocheuses à l'est. Pourquoi le bilan isostatique est négatif dans ce cas n'est pas clairementidentifié, peut-être le résidu mantellique léger supposé assurer la surrection topographique dans les autres cas a-t-il été évacué par le flux asthénosphérique de l'ouest des Etats-Unis, ou encore le magma basique a-t-il étécanalisé par un couloir lithosphérique en extension depuis le point d'impact du point chaud, à la frontière entre leNevada et l'Oregon, jusqu'au thinspot à lithosphère amincie du plateau de Columbia 400 km au Nord dans l'Etatde Washington (Thompson et Gibson, 1991, théorisé par Sleep, 1994) alors que le matériel résiduel de faibledensité serait resté sur place.

Une autre exception est le point chaud éthiopien, clairement identifié par ses trapps mais dont l'essaim dedykes basique correspondant n'a pas encore été trouvé. Des études sont cependant en cours dans le cadre d'unprojet INSU et UPMC dont j'ai la responsabilité, et en collaboration avec différents organismes (Univ. BlaisePascal, Univ. La Rochelle, Univ. Addis Abeba, et CRPG/Nancy).

Dans le cas de points chauds en contexte compressif, la signature des points chauds reste mal définie. Pourles points chauds actifs, la mesure d'anomalies thermiques, la signature géochimique des basaltes et latopographie élevée sont les critères privilégiés. Le volume des trapps ne peut être pris en compte puisqu'uneplus grande partie du magma est supposée être restée à l'intérieur de la lithosphère, et la mise en place de sillsbasiques devrait logiquement remplacer la mise en place d'essaims de dykes basiques.

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Identification de points chauds sur Mars et Vénus et correspondances terrestres

Mars. Le volcanisme semble s'être concentré enquatre régions marquées chacune par un ouquelques édifices volcaniques majeurs centrés surdes plateaux, et ayant eu une activité étalée sur unminimum de 3 milliards d'années: les régions deTharsis, Alba Patera, Olympus Mons, et Elysium (e.g., Tanaka, 1986).

Les régions de Tharsis, d'Alba Patera etd'Elysium (voir Figure 8, Figure 7) ont étéinterprétées comme des points chauds en grandepartie comparable aux points chauds terrestres[A4, A6]. Le volcan Olympus Mons, le plus granddu système solaire, à proximité de la région deTharsis, est un volcan bouclier géant (Ø 600 km,altitude et dénivelée 21 km) mais ne présentant pascertaines des caractéristiques majeures des pointschauds données ci-dessus.

Vénus. La tectonique de Vénus est en grandepartie attribuée au développement de panaches etdiapirs asthénosphériques dont l'expressiongéologique a varié au cours du temps, peut-être enfonction de l'évolution de l'épaisseur lithosphérique(Phillips et Hansen, 1998).

Figure 10. Bombements volcaniques attribués à despoints chauds sur Vénus (rouge), "plateaux crustaux"(marron, discutés dans la deuxième partie de ce chapitre),et principaux affleurements de tesserae en dehors desplateaux crustaux. Modifié d'après Hansen et al. (1999) etStofan et al. (1995). 10°lat⇔1056 km.

Des régions volcaniques surélevées dominées par desvolcans centraux, identifiées dans la littérature par leterme de bombements volcaniques (volcanic rises,Figure 5, Figure 10) sont attribuées à des points chaudsde type terrestre (Stofan et al., 1995) etcorrespondraient à un état de la lithosphère où celle-ciest suffisamment épaisse pour supporter la topographied'origine magmatique.

Figure 11. Distribution des coronae sur Vénus(www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/venus.html). 10°lat ⇔1056 km.

Les coronae (Figure 11) sont des structures ovoïdesvénusiennes de dimensions habituellement comprisesentre 10 et 100 km formant des anneaux topographiquesentourant un plateau plus ou moins affaissé en leurcentre, et à partir desquelles des essaims de fractureséruptives radiales sont observées. Les coronae sont aussiattribuées à des points chauds (e. g., Stofan et al., 1992,Magee Roberts et Head, 1993) mais à très courte duréede vie et de dimensions plus modestes que les panachesévoqués pour les bombements volcaniques, c'est-à-direplutôt à des diapirs mantelliques (e g., Koch and Manga,1996, Phillips et Hansen, 1998).

Les régions de plateaux très déformés regroupant lamajeure partie des tesserae (terrains "en parquet")témoignent peut-être de points chauds fossiles plusanciens que les bombements volcaniques et les coronaeet qui seront discutés dans la partie suivante de cechapitre.

Etudes de cas

Il est possible de se donner un idée rapide desanalogies entre points chauds terrestres et martienspar une cartographie des éléments magmatiques etstructuraux majeurs de certains points chauds. Lespoints chauds du Mackenzie (Canada, point chaudfossile de 1.267 Ga), du Yellowstone (NW Etats-Unis,actif depuis 17 Ma), et de Syria Planum (Mars, dont levolcanisme a débuté à 4 Ga environ et qui est peut-être toujours actif) sont des cas extrêmes puisque l'un

est précambrien, un autre actuel, et le troisième estsur Mars.

Chacun d'entre eux a fait l'objet de nombreusesétudes et ils représentent ainsi des archétypes depoints chauds dans des conditions géodynamiquessignificativement différentes. Pourtant ils montrent dessimilitudes étonnantes, y compris dans nombre dedétails [A6]. La Figure 12 illustre la plupart desressemblances mégascopiques entre ces trois régions.

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La section suivante discute davantage ces analogies etles généralise aux autres candidats points chaudsmartiens et vénusiens, sachant que plus de détailspeuvent être trouvés dans [A3], [A4] et [A6].

Figure 12. Trois points chauds présentant des caractéristi-ques similaires concernant volcanisme, dyking et rifting: lespoints chauds du Mackenzie, du Yellowstone, et de SyriaPlanum, Mars [A6]. Mackenzie (a) : Gris foncé (CRB) : trappsde Coppermine River, M: intrusion de Muskox ; Traits noirs :essaim de dykes du Mackenzie. L'étoile localise le pointd'impact du point chaud (1.267 Ga) ; arc de cercle : limiteapproximative du domaine d'écoulement dans les dykes en-dessous (Nord) et à proximité (Sud) de la zone de flottabiliténeutre (d'après Ernst et Baragar, 1992 et [A4]). Yellowstone(b) : Gris foncé : trapps du plateau de Columbia et del'Oregon ; traits noirs : essaims de dykes du plateau deColumbia ; northern Nevada Rift : essaim de dykesreprésentant l'infrastructure magmatique et magnétique d'unrift démantelé par les Basin and Range ; traits blancs : plis deYakima (voir interprétation dans la deuxième partie de cechapitre) ; gris clair : ligne volcanique de la Snake River,aboutissant à la caldera du Yellowstone, actuellement au-dessus du panache. Le point d'impact du panache correspondau champ volcanique de McDermitt (17 Ma). Syria Planum(c) : Structures représentées : Traits noirs fins : grabenétroits associés à des morphologies volcaniques suggérant lamise en place de corps magmatiques linéaires enprofondeur ; traits gris : wrinkle ridges ; traits noirs épais :ceinture compressive périphérique. Etoiles : localisation dupanache lorsque l'ensemble des structures tectoniquesreprésentées se sont formées (Syria Planum, centre B sur laFigure 7), et sa localisation ultérieure lors de l'activitévolcanique des monts Tharsis (Tharsis Montes, centre C surla Figure 7) ; cercle : extension du domaine d'influence destrajectoires de contraintes engendrées par le centrevolcanique de Syria Planum. 10°lat ⇔ 590 km.

Comparaisons point par point

Passons en revue les critères supportant lacomparaison entre les régions de Tharsis et Elysiumsur Mars, les bombements volcaniques et les coronaesur Vénus et les points chauds terrestres.

Anomalies géophysiques

Sur Vénus comme sur Mars, une corrélation forteexiste entre les anomalies gravimétriques et lalocalisation des centres volcaniques majeurs dont des

critères géologiques suggèrent par ailleurs qu'il s'agitde points chauds (McKenzie, 1994, Grimm et Phillips,1992, Nimmo et McKenzie, 1996, Phillips et al., 2001).

L'absence d'informations directes sur la structurethermique du manteau peut être palliée dans deslimites raisonnables par le calcul des contraintesthéoriquement produites par la structurelithosphérique établie par l'inversion des donnéestopographiques et gravimétriques, et leur comparaison

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avec les déformations de surface observées (e. g.,[A2]). Il existe ainsi de très nombreux travaux qui,sur Mars et Vénus, ont permis d'interpréter des pointschauds actifs corrélés avec un support lithosphériquedynamique, et d'autres passivement supportés parflexure de la lithosphère.

Aucun champ magnétique n'a été détecté surVénus à ce jour, et sur Mars le champ rémanentrécemment mesuré (Acuña et al., 1999, Connerney etal., 1999) est vraisemblablement antérieur à 4 Ga,c'est-à-dire qu'il se serait éteint avant l'activitémagmatique attribuée aux candidats points chauds dela planète (Tanaka, 1986). Le critère des anomaliesmagnétiques semble donc inopérant pour déterminerla distribution et la géométrie des centres intrusifs.

Volcanisme

L'origine volcanique des surfaces martiennes etvénusiennes est identifiable par l'observation de frontsde coulées et des morphologies caractéristiques, oulorsqu'il s'agit de remplissages de cratères d'impactsemblables aux remplissages des cratères lunaires.

Des épanchements fissuraux de laves de volumecomparable aux volumes observés aux points chaudsterrestres sont associés aux bombements volcaniquesvénusiens (Stofan et al., 1997), et des grands volcansboucliers martiens de Tharsis et d'Elysium, et leurstratigraphie est connue par l'étude de la distributiondes cratères d'impact (Head et Basilevsky, 2000,Tanaka, 1986). La morphologie des fronts de couléemontre des laves très fluides (e. g., Magee Roberts etal., 1992), ce qui sur Mars est conforté par lamorphologie des versants du système de fossés deValles Marineris, dont la ressemblance (Figure 13)avec les morphologies de trapps est frappante(McEwen et al., 1999). L'abondance de ce volcanismesur Mars (vraisemblablement ≥ 10 km de trapps dansla région de Valles Marineris), comme la longueur descoulées observées, s'explique par la fusion partielleparticulièrement élevée rendue possible même pourdes anomalies thermiques faibles en raison de la faiblecompression du manteau martien par rapport aumanteau terrestre (Figure 14).

Figure 13. Morphologie de trapps dans Valles Marineris (Ius Chasma) et sur le plateau abyssin (rivière Tekeze). L'image deValles Marineris a une résolution de 4.8 m/pixel et a été colorisée à partir des données multispectrales de la caméra couleurbasse résolution Viking. Image NASA/JPL/MSSS MOC2-29.

Figure 14. Fusion partielle des manteaux martien etterrestre pour quatre températures potentielles. La bandeorange donne l'incertitude sur la profondeur moyenne de labase de la croûte martienne d'après diverses inversions desdonnées topographiques et gravimétriques. La bande jaunedonne de la même façon l'incertitude sur la base de lalithosphère élastique ([A6] à partir des courbes thermiquesde McKenzie et O'Nions, 1991).

Dyking

La mise en place d'essaims de dykes géants surMars et Vénus a été l'une des découvertes clefsrendant possible la comparaison entre points chaudsterrestres et extraterrestres. La plus grande partie desdykes ne se sont pas propagés jusqu'à la surface,conformément aux cas terrestres. La profondeurpréférentielle de propagation par équilibrage dedensité entre le magma et l'encaissant peut expliquercette observation, la zone de flottabilité neutre pourun magma basaltique sur Vénus et sur Terre se situantvers 2-3 km de profondeur sur Vénus et 10-11 km surMars (Wilson et Head, 1994). Dans les zonestopographiquement basses sur Vénus, cetteprofondeur s'amenuise jusqu'à 0 km, ce qui expliqueque le nombre de dykes émergents sur Vénus apparaîtplus élevé que sur Mars [A4]. Les dykes sont ainsi misen évidence par les alignements de morphologiesvolcaniques qui y sont localement associées : pitcraters et autres structures d'effondrement, spattercones, petits boucliers volcaniques (low shields de

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Greeley, 1977), spatter ridges (Cattermole, 1986), etpeut-être maars, de même que l'observation decoulées aux extrémités de certaines fractures [A3,A4, S1]. Fréquemment ces dykes sont associés à desgraben dont les relations avec le magmatisme sontétudiées en détail dans le second chapitre.

Sur Vénus l'existence d'essaims de dykes géants aété proposée par McKenzie et al. (1992), etdéveloppée durant la thèse d'Eric Grosfils (Grosfils etHead, 1994a, 1994b). Dans le même temps ma thèsemettait en évidence de tels essaims sur Mars [A3], etRichard Ernst faisait l'inventaire des essaims terrestreset clarifiait leurs relations avec les points chauds(Ernst et al., 1995, 1996). La synthèse vient d'êtreeffectuée par ces trois auteurs [A4], permettant unecomparaison géométrique des d'essaims (longueurs,épaisseurs), des mécanismes de mise en place et descaractéristiques des réservoirs alimentant les dykes.

Figure 15. Histogramme de la distribution des essaims dedykes de plus de 300 km de long sur Terre (n=433), Vénus(n=118) et Mars (n=8, 8 essaims supplémentaireshypothétiques ayant été identifiés) [A4] .

Les courbes de fréquence des longueurs d'essaimssur la Terre et Vénus sont comparables, la courbe defréquence pour Mars illustre la focalisation d'une partiemajeure du volcanisme en un petit nombre de pointsdurant une grande partie de l'histoire géologique de laplanète (Figure 15). En effet, seuls quelques essaims

ont été clairement identifiés sur Mars, les plus longsformant des éventails autour de centres volcaniquesmajeurs et les plus courts étant habituellement desessaims concentriques.

Topographie

La topographie associée aux points chauds martiensest élevée, 4 à 8 km au centre de la région de Tharsispar rapport aux régions avoisinantes, et 4 km pour larégion d'Elysium (Figure 8). Il s'agit d'une topographiepermanente car l'âge du volcanisme déterminé par lescourbes de cratérisation est essentiellement supérieurà 1 Ga. Son maintien est donc permis par la rigidité dela lithosphère (Phillips et al., 2001).

Les bombements volcaniques vénusiens et les coronaeont un âge évalué à plusieurs centaines de millionsd'années (e. g. Head et Basilevsky, 1998) et leurexcédent de topographie par rapport aux régionsenvironnantes (swell) est de 500 à 1500 m (Stofan etal., 1995). Celle des coronae est variable, mais lesmodèles d'évolution basés sur l'observation del'ensemble des coronae suggèrent que toutes ont pucommencer par acquérir une topographie de plateauqui s'est par la suite plus ou moins affaissé selon lesconditions d'équilibrage (Squyres et al., 1992, Koch etManga, 1996).

Alignements volcaniques

Aucune ligne volcanique témoignant d'unmouvement relatif de la lithosphère martienne ouvénusienne n'a été identifiée, même s'il y a un certaintemps Plescia et Saunders (1982) avaient évoquécette hypothèse pour Mars. Il semblerait donc que levitesse de déplacement des lithosphères martienne etvénusienne soit suffisamment faible par rapport à ladurée de vie des panaches mantelliques pour que lemême centre éruptif demeure actif durant toute la viede l'anomalie thermique.

Pour fixer les idées, en supposant qu'un nouveaucentre volcanique se construise à chaque fois que lalithosphère ait bougé relativement à uneasthénosphère fixe d'une distance équivalente à sonépaisseur mécanique, la vitesse relative d'unelithosphère de 100 km d'épaisseur doit être supérieureà 1 mm/an pour qu'un point chaud actif durant 100millions d'années donne lieu à un début de lignevolcanique (deux sites ponctuels de volcanisme).

Discussion : les points obscurs

Les points chauds martiens, vénusiens et terrestresont donc des caractéristiques géologiques proches. Lefait que les trois planètes soient stratifiées de la mêmefaçon explique sans doute une partie de cesrapprochements. Cependant, certains des processusprofonds en jeu pourraient présenter des différencesimportantes. Les points chauds martiens ont unedurée de vie presque aussi longue que l'histoiregéologique de la planète, et de grandes incertitudes

demeurent sur l'origine, panache ou diapir, denombreux points chauds vénusiens et martiens.

Abondance et récurrence

Le tableau suivant donne l'abondance de panachesactuels ou fossiles identifiés sur la Terre, Mars etVénus basée sur l'observation d'essaims de dykesgéants en éventail.

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Nombre de points chauds identifiés/106 km2

Terre (Protérozoïque actuel) 3.38

Vénus (0.2-1 Ga actuel) 1.02

Mars (3.5-4 Ga actuel) 0.08

Les valeurs pour la Terre et Vénus sontconsidérées minimum puisque sur ces deux planètesune grande partie de l'histoire géologique a étéeffacée, par la tectonique des plaques et l'érosiondans le cas de la Terre, par un resurfacing volcaniquegénéralisé ou quasi-généralisé dans le cas de Vénusentre 0.2 et 1 Ga (Basilevsky et Head, 2000).

Par contre, il est probable que la valeur donnéepour Mars prenne en compte la totalité des pointschauds de l'histoire de la planète depuis environ 3.5milliards d'années Ainsi sur cette planète l'évacuationde la chaleur interne se fait plutôt par récurrence,c'est-à-dire "recyclage" de points chauds, que parconstruction successive de points chauds distribuéssur toute la surface comme c'est le cas sur la Terre etVénus.

Bien que le phénomène de récurrence de pointschauds soit connu sur Terre (e. g., Heaman et Tarney,1989) et peut-être compris (Bercovici et Mahoney,1994), son échelle de temps est de l'ordre de 10millions d'années alors que sur Mars il serait de l'ordrede 100 millions d'années ou 1 milliard d'années [A3,A4]. Encore ce temps de récurrence est-il moyen enraison de l'incertitude existant sur la calibration desâges absolus des terrains martiens (voir Tanaka,1986), la seule contrainte vraiment ferme étant que ledébut de l'activité volcanique devrait dater de 3.8-3.5Ga, qu'il y a eu des périodes de calme, et que cevolcanisme est peut-être encore actif aujourd'hui(Hartmann et al., 1999). Ainsi il semblerait que leproblème de la stabilité temporelle des points chaudsmartiens ne pourra être résolu qu'en liaison avec celuide la compréhension des mécanismes d'évacuation dela chaleur interne à l'échelle de la planète.

Panaches et diapirs

On s'aperçoit ainsi que l'origine du volcanisme depoint chaud sur Mars peut être très différente dumodèle de panache développé pour la Terre. Dans lecas où le magmatisme résulterait de panaches, ilfaudrait trouver un mécanisme permettant l'existencede "canaux" mantelliques privilégiés et stablesgéographiquement et dans le temps, maisintermittents, sur des périodes de l'ordre de 0.1-1milliard d'années. Sous cet angle, peut-êtrel'hypothèse de diapirs temporellement isolés apparaît-elle plus facile à défendre, mais elle n'expliqueraittoujours pas la focalisation des anomalies thermiquesaux mêmes endroits d'un diapir au suivant.

Cette question de la focalisation d'un magmatismerécurrent dans la région de Tharsis se double duproblème de cohabitation entre plusieurs PIGs(Tharsis, Alba Patera, Olympus Mons) localisées l'uneà côté de l'autre et fonctionnant simultanément,

pendant que quasiment rien ne se produit à la surfacedu reste de la planète [A3, A4]. En effet au cours durefroidissement de la planète il devient de plus en plusdifficile de faire cohabiter des anomalies proches, quiauront tendance à fusionner (e. g., Breuer et al.,1996).

Enfin, la compréhension de la nature desanomalies thermiques martiennes doit également tenircompte de la grande variabilité de l'expressionmorphologique des édifices volcaniques centrauxassociés à chaque événement magmatique majeur,qui peut-être traduit non seulement des différences deconditions d'ascension du magma dans la lithosphère,mais aussi des histoires mantelliques variées.

Le volcanisme martien nous apprend donc que ledéveloppement de panaches mantelliques du typemodélisé pour les points chauds terrestres que l'onconnaît sur Terre (typiquement, White et McKenzie,1989) n'est sans doute qu'un cas parmi d'autres, sansdoute le plus simple.

A la fois panaches et diapirs sont mis àcontribution sur Vénus pour expliquer la géologieobservée (Phillips et Hansen, 1998). Cependant,l'absence de lignes volcaniques faisant suite à la miseen place des trapps sur Vénus conduit à se demandersi certains des points chaud attribués à des panachessous une lithosphère fixe par rapport àl'asthénosphère ne pourraient pas également résulterde diapirs.

Transitions de phaseset couverture thermique

L'origine des différences dans les processusmantelliques aboutissant à la construction de pointschauds terrestres, sur Mars et sur Vénus tient sansdoute pour partie à des différences dans les conditionsthermobarométriques et les conditions aux limites dela circulation mantellique.

Les transitions de phase exothermiques ouendothermiques dans le manteau ont un effetamplificateur ou atténuateur sur la transmission desanomalies thermiques profondes vers la base de lalithosphère, et indirectement sur la vigueurmagmatique d'un point chaud (Bercovici et Mahoney,1994, Christensen, 1995). Harder et Christensen(1996) et Breuer et al. (1997, 1998) ont étudié ceseffets sur le manteau martien et lancé des pistesprometteuses à cet égard.

Par ailleurs l'absence d'une tectonique de plaquessur Vénus et sur Mars change les conditions auxlimites pour la circulation mantellique. L'effet decouverture thermique joué par une lithosphère épaisseet continue sur une vaste surface peut amener à unesurchauffe du manteau conduisant à des événementséruptifs catastrophiques séparés de longues périodescalmes (Stevenson et Bittker, 1990, Solomatov etMoresi, 1997, Reese et al., 1998).

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Implications pour la Terre

L'étude de Mars et de Vénus montre que sur cesplanètes les modèles de panaches simples issus del'expérience terrestre sont utiles dans la mesure où ilsfournissent une base à l'identification d'une tectoniquede panache. On en voit néanmoins les limites devantla diversité et la complexité des mécanismes impliquésdans l'origine des points chauds martiens etvénusiens.

Les différences dans la localisation des transitionsde phase, voire la disparition de certaines etl'apparition d'autres, de même que l'absenced'aération du manteau par des plaques lithosphériquesmobiles, donnent certaines clefs dont on ne sait pas

encore précisément quelles portes elles ouvrent, maisqui sans aucun doute permettront d'expliquerpourquoi ces modèles simples s'appliquentdifficilement à ces planètes.

Mais on peut également se demander pourquoi,étant donnée la complexité des mécanismesmantelliques impliqués dans les points chaudsmartiens et vénusiens, ces mécanismes devraient êtreplus simples sur Terre sous le prétexte d'autrestransitions de phase et de l'existence d'une tectoniquede plaque, dont on sait par ailleurs qu'elle perturbeprofondément la circulation du manteau (e. g.plongement des panneaux de subduction).

Synthèse : similitude des processus sur les planètes telluriques

D'un point de vue de la géologie du système solaire, ce travail met en évidence l'existence de mécanismesvolcano-tectoniques apparentés sur des planètes différentes. Concernant la géologie terrestre, il existe unetrentaine de points chauds actuels avérés sur Terre, mais de nombreux autres suspects existent qui requièrentpeut-être des modèles de remontées thermiques différents ou plus complexes que les modèles de panachesactuels (e. g., Mutter, 1993). Dans cette partie il a été montré que l'étude de Mars et de Vénus fournit desexemples de signatures de remontées mantelliques présentant de fortes ressemblances géologiques avec laTerre, mais également certaines différences témoignant des conditions géodynamiques spécifiques de cesplanètes. Ces ressemblances et différences doivent contribuer à diversifier les modèles anatomiques deremontées thermiques dans le manteau terrestre et permettre de mieux rendre compte de la diversité des PIGs.Ces avancées relèveraient de l'étude géophysique et géochimique de la circulation dans le manteau et ce travailgéologique se borne à le mettre en évidence.

Pour rester dans le domaine géologique, cette section a montré que quels que soient les processus dans lemanteau, les points chauds telluriques partagent des points communs volcaniques et structuraux, commel'association entre trapps et essaims de dykes géants. Cependant, la richesse structurale des points chaudsmartiens et vénusiens permet également de progresser dans les mécanismes peu étudiés de la compressioninduite par un point chaud.

2. Identification et signification rhéologique d'une tectonique compressiveassociée à certaines provinces ignées géantes

La tectonique compressive observée dans les régions de points chauds sur Mars et sur Vénus est de troistypes : rides compressives de type wrinkle ridges, ceinture compressive périphérique au bombementtopographique, et plis anastomosés distribués sur l'ensemble du bombement. Les wrinkle ridges requièrent quela rigidité de la lithosphère soit capable de maintenir la topographie créée par le point chaud. Les plisanastomosés se formeraient dans des lithosphères à faible rigidité (épaisseur élastique effective Te→0).

Article de référence : [A7]

Communications invitées : [Ci1, Ci2, Ci3]

Communications : [C5, C14, C17, C19, C22, C27]

Contexte de type post-archéen

Wrinkle ridges. Les trapps de la région deTharsis, sur Mars, sont déformés par des structurestectoniques compressives disposées parallèlement à lacontrainte principale minimale déduite del'interprétation de l'essaim de dykes de Syria Planum(Figure 16). Le même type de structures est observésur Vénus et sont concentriques aux bombementsvolcaniques comme Themis Regio [A7] (Figure 10).De nombreux modèles ont été proposés pour

expliquer leur formation, mais les critèresgéomorphologiques, topographiques et mécaniquesconvergent maintenant pour en faire deschevauchements aveugles associés à des rétro-chevauchements systématiques (Schultz, 2000a). Leswrinkle ridges ont pour spécificités une grandeabondance sur Mercure, la Lune, Vénus et Mars, et dese former exclusivement dans des laves basiques (etpeut-être ultrabasiques).

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Leurs dimensions ne semblent pas suivre une loide proportionnalité longueur/fréquence, caractéristi-que des fractures en l'absence de contrôle rhéologiquesignificatif (Scholz et Cowie, 1990). En effet, sur lesimages disponibles jusqu'à la fin des années 1990, onpouvait dire que leurs dimensions étaient à peu prèssemblables quelle que soit le corps planétaire, d'unordre de grandeur de 100 km x 10 km, pour uneamplitude < 1 km (Figure 17). Cependant, les imagesde résolution < 10 m/pixel acquises par la sonde MarsGlobal Surveyor depuis 1997 montrent que des ridesde taille beaucoup plus petite existent sur Mars, etqu'il y a donc une discontinuité majeure dans lacourbe de distribution des fréquences. Ces donnéessont trop récentes pour que des études portant sur cesujet aient été menées, mais il est vraisemblable quecette discontinuité doive s'expliquer par un contrôlerhéologique. Les facteurs rhéologiques peuventcomprendre l'épaisseur des laves sur le socle sous-jacent (Watters, 1991), la profondeur de la lithosphèreélastique effective (Zuber, 1995) ou tout autrediscontinuité en profondeur.

Figure 16. Structures tectoniques dans la région de Tharsis :fossés d'effondrement et catenae (noir), wrinkle ridges(rouge) et ceinture compressive périphérique (bleu) ;trajectoires de contraintes déduit de l'interprétationgéométrique des essaims de dykes identifiés pour la périoded'activité du centre volcanique de Syria Planum (vert). Leswrinkle ridges sont perpendiculaires à la contrainte principalela plus compressive, et leur formation dans ce champ decontraintes ne requiert plus qu'une permutation σ2 ⇔ σ3.

Plis de Yakima. Sur Terre des structuresanalogues aux wrinkle ridges ont été identifiées sur leplateau de Columbia, considérés comme les trapps duYellowstone mis en place lorsque le panache a atteintla base de la lithosphère (Figure 12, Figure 18). Lessimilitudes entre les plis (aussi appelés rides) deYakima et les wrinkle ridges sont à la fois structurales,géodynamique (contexte de point chaud), volcaniques(association à des trapps), dans la rapidité de mise enplace et simultanéité avec la mise en place des trapps,leurs dimensions, et leur périodicité spatiale ([A7, A8,Ci4] et références citées).

Comme le notait déjà Beck (1978), la question del'origine des plis de Yakima a souvent été éludée dansla littérature en raison des problèmes pour trouver, à

17-15 Ma, époque de mise en place de la quasi-totalitédes trapps, une source de contrainte compressiveparallèle à la zone de subduction de la régionpacifique nord-ouest (voir discussion dans [A7],appendice). Aucune autre série de structurestectoniques semblable aux wrinkle ridges des autresplanètes n'a été identifiée sur Terre.

Figure 17. Exemples de wrinkle ridges au NE de SyriaPlanum, Mars. La morphologie d'une wrinkle ridge estconstitué d'un léger bombement (wrinkle) surmonté d'unecrête au relief plus vigoureux (ridge). NASA/JPL VO 555A04.

Il a été montré que la tectonique de panacheassociée au point chaud du Yellowstone était trèssemblable à la tectonique de la région de Tharsis lorsdu fonctionnement du centre volcanique de SyriaPlanum [A6]. L'absence de tectonique des plaques surMars permettant de voir une tectonique de pointchaud en œuvre longtemps après l'arrêt de sonfonctionnement en l'absence d'un champ decontraintes régional superposé à celui induit par lepoint chaud, Mège [Ci1, Ci2, Ci3] et Mège et Ernst[A8] ont proposé qu'un mécanisme identique à celuiformant les wrinkle ridges sur Mars et sur Vénuspuisse expliquer la formation des plis de Yakima. Cemécanisme combinerait la subsidence thermique etsurtout la subsidence par surcharge volcanique dupoint chaud (voir Olson, 1994). Dans le cas de Tharsis,l'existence d'une subsidence de plusieurs kilomètresdes plateaux volcaniques dans lesquels se sontformées les wrinkle ridges est attestée par l'épaisseurdes trapps qui ont pu se mettre en place,vraisemblablement de l'ordre de 10 km minimum dansla région de Valles Marineris (McEwen, 1999). Lasubsidence du plateau de Columbia a débuté àl'Eocène sous l'effet d'un rifting (Reidel et al., 1989a),

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mais s'est sensiblement accélérée lorsque les trapps sesont mis en place vers 17 Ma et que les plis ontcommencé à se former (soit 2 Ma avant l'extensiondans les Basin and Range à la bordure sud du plateaude Columbia), leur taux de croissance suivant de prèsle taux d'éruption (Reidel, 1984). La charge des lavesémises est largement suffisante pour que la croûte sesoit instantanément rééquilibrée par subsidenceisostatique [A7].

Figure 18. Carte structurale simplifiée de la partieoccidentale du plateau de Columbia [A8]. Les plis de Yakimasont associés à des chevauchements sur toute leur longueur.La longueur moyenne des plis est 100 km (Reidel et al.,1994, [A8, Ci4]).

Il s'agit finalement d'un élargissement du principede la tectonique de mascon (Melosh, 1978). Il estintéressant de noter que les plis de Yakima se sontformés exclusivement dans la partie de la croûte duplateau de Columbia océanique et amincie durantl'Eocène et dont les trapps sont découplés du socle pardes sédiments. Les parties du plateau de Columbiaayant une structure crustale différente, notammentune épaisseur crustale effective plus grande, ont subides déformations beaucoup plus faibles à la mêmepériode, voire un simple basculement (Reidel et al.,1989a, [A7]), ce qui conforte la corrélation proposéeentre éruption, subsidence et déformation lorsque lesconditions rhéologiques le permettent. Si l'analogie estparfaite, la profondeur de pénétration des wrinkleridges dans la lithosphère martienne ne devrait pasexcéder l'épaisseur de la pile de trapps (Reidel et al.,1989a, [A7]). La relation entre déformationcompressive aux points chauds et conditionsrhéologiques est replacée dans un contexte plusgénéral à la fin de ce chapitre.

Ceinture compressive périphérique. Uneceinture topographique discontinue (Schultz etTanaka, 1994) encadre la partie sud du plateau deTharsis (Figure 8). Les segments qui constituent cetteceinture ne présentent pas les caractéristiquesmorphologiques, et donc structurales, des wrinkleridges, ne semblent associées à aucune lithologie

particulière, sont de plus grandes dimensions(typiquement > 200 km x 50 km), et ont un reliefdépassant 1 km (Figure 19). Comme les wrinkleridges, elles sont concentriques, mais à la différencede celles-ci, leur centre n'est pas Syria Planum (voir lamauvaise corrélation avec le champ de contraintes surla fi), mais plutôt l'ensemble topographique formé parle plateau de Tharsis (Figure 8). Aucune structuretectonique majeure n'a été véritablement identifiée surles images, mais leur morphologie linéaire et leurcorrélation géométrique avec le bombement, toutcomme la difficulté de trouver un autre origine,suggère qu'il s'agit de structures tectoniquescompressives. Leur topographie est compatible avec latopographie que créeraient des chevauchements deprofondeur lithosphérique (Schultz et Tanaka, 1994).

Les rides sont précisément localisées entre larégion topographiquement soulevée et les régionsavoisinantes. Les résultats des expériencesanalogiques d'étalement gravitaire des édificesvolcaniques menées par Merle et Borgia (1996)fournissent une clef pour comprendre leur formation.Il s'agit d'expériences dimensionnées qui, si elless'appliquent à l'échelle crustale pour des édificesvolcaniques simples, s'appliquent autant à l'échellelithosphérique, qui est l'échelle du support flexural dela charge magmatique du bombement de Tharsis (e.g. Banerdt et al., 1992). Les rides sont distribuées enanneaux concentriques, ce qui selon Merle et Borgia(1996) peut s'interpréter en des termes de rapportd'épaisseur des couches rhéologiques dans lalithosphère.

Figure 19. Partie SW de la ceinture compressivepériphérique de Tharsis et gros plan sur 2 des ridescompressives.

Province Tertiaire nord-atlantique. Commepour les wrinkle ridges, la formation d'une ceinturecompressive dépend ainsi de la stratificationrhéologique de la lithosphère. La province Tertiairenord-atlantique au moment de l'éruption des trapps,pourrait avoir eu une structure lithosphériqueappropriée. De fait des anticlinaux dont l'initiation adébuté au cours du Paléocène-Eocène inférieur sontobservés sur le plateau continental nord-atlantique.Elles inversent des failles normales amincissant lalithosphère mésozoïque du plateau continental nord-

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atlantique (Boldreel et Andersen, 1998, Vågnes et al.,1998, Brodie et White, 1995).

Figure 20. Reconstruction paléogéographique et anticlinauxpaléocènes-éocènes inférieur de la province Tertiaire nord-atlantique [A7]. Hachures serrées : basaltes, hachuresespacées : intrusions magmatiques, petit cercle : centre dupoint chaud thuléen à 60 Ma selon Lawver et Müller (1994),grand cercle : diamètre de la tête du point chaud selon White(1992). La localisation des anticlinaux est d'après Boldreel etAndersen (1998), Vågnes et al. (1998), et Brodie et White(1995).

Il a été proposé que ces structures aient été pro-duites par la poussée à la ride ou par la compressionalpine. La première hypothèse se heurte à l'absenceapparente de structures comparables dans d'autresrégions du monde, alors qu'elles devraient être fré-quentes. La seconde rejoint le débat concernant la

propagation des contraintes à grande distance de leursource. S'il est concevable que des contraintes alpinesse soient propagées jusque sur la plateforme nord-at-lantique, il semble difficile d'expliquer pourquoi lesdéformations qui s'y produiraient ne se seraient pasproduites plus proche des Alpes, ne serait-ce que parla réactivation des nombreuses discontinuités pré-existantes (hercyniennes, calédoniennes et précam-briennes) qui jalonnent le parcours. Le report de cesstructures sur la carte paléogéographique du Paléo-cène met clairement en évidence leur géométrie con-centrique par rapport au centre du bombement topo-graphique associé à la mise en place des trapps dupoint chaud thuléen (Figure 20), ce qui n'est expliquéni par l'hypothèse de la poussée à la ride ni par cellede la compression alpine, mais s'explique correcte-ment par l'étalement gravitaire de la topographiecréée par le point chaud.

Synthèse. Deux types de structures compressivessont attendues autour de certains points chaudsterrestres, et ont pu être identifiés par la comparaisonavec des analogues extraterrestres. Les premièressont attribuées à la subsidence flexurale ou isostatiquesous la charge des trapps, et dans une moindremesure à la subsidence thermique, et les secondes àl'étalement gravitaire de la topographie créée.

Dans les deux cas, ces déformations requièrentune lithosphère possédant un minimum de rigidité.Dans la partie suivante est abordé le cas d'unelithosphère élastique dont l'épaisseur est nulle ouquasiment nulle, ce qui correspondrait au cas de lalithosphère vénusienne avant la formation desbombements volcaniques et des coronae, et sur Terrepourrait correspondre à des points chauds archéens.

Contexte de type archéen

Tesserae. Sur Vénus les terrains dénommés ainsi(Figure 10) correspondent à des zones intensémentdéformées dans lesquelles est observée unetectonique superposée. En majorité les tesseraeforment des plateaux ovoïdes surplombant de 3 kmenviron les terrains environnants. Ces tesserae ont étéappelés plateaux crustaux. Typiquement (mais desvariations mineures existent selon les tesserae) 4types de déformations se superposent. Des fracturesradiales sont recoupées orthogonalement par devastes plis qui circonscrivent les rebords des plateaux.Des plis anastomosés dans les régions internes desplateaux, dont la chronologie avec les autres plis et lesfractures précoces demeure incertaine, ont leurscrêtes affectées par des fossés d'effondrement (Figure21). L'augmentation des dimensions et de lapériodicité des déformations des plateaux crustaux aété interprétée par une augmentation de l'épaisseurde la couche cassante en surface, de 1-2 km pour lesfractures précoces jusqu'à 2.5-10 km pour lesdéformations tardives (Ghent et Hansen, 1999).

Figure 21. Déformations types observées dans un terrain detype tessera sur Vénus (plateau crustal d'E Ovda Regio,Figure 10). Blanc : fractures précoces ; jaune : plisanastomosés ; rouge : fossés d'effondrement tardifs [A7,C27]. Interprétation structurale de Rebecca Ghent, SouthernMethodist University. Image SAR Magellan (NASA/JPL).

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Selon une autre hypothèse, défendue par Phillipset Hansen (1998), Ghent et Hansen (1999) et Sleep(2000), un événement thermique majeur aurait faitmomentanément remonter la limite ductile/cassant dela croûte jusqu'à la surface, relaxant toute topographieantérieure, dont celle créée par les impactsmétéoritiques. Par la suite, la température décroissant,le rapport d'épaisseur ductile/cassant se seraitgraduellement abaissé. Cet événement thermiqueserait la remontée d'un panache mantellique. Lesfractures précoces des plateaux crustaux se seraientformées dans la première croûte cassante en réponseau bombement topographique initial. A la différencedes bombements volcaniques vénusiens, et plusgénéralement des points chauds dont il a été questionjusqu'ici, la rigidité de la lithosphère élastique auraitété trop faible pour soutenir la topographie ainsi crééeet alourdie par le poids des laves. Par instabilité dedensité à la limite ente la charge volcanique et lacroûte, la pile volcanique se serait enfoncée à traversle socle crustal plus léger. Les expériences analogiquesd'instabilités de densité suggèrent que sous l'épaisseurdes laves la croûte a dû se trouver dans un étatentièrement ductile pour que ce mécanisme ait pufonctionner (Chardon, 1997). Les plis périphériques etanastomosés se seraient formés en réponse à cemouvement de sagduction (Figure 22). L'ensemble duprocessus est compatible avec les mécanismes desagduction décrits par Dixon et Summers (1983) etChardon (1997) [A7].

Ceintures vertes archéennes. Des argumentsstructuraux détaillés (Chardon et al., 1996, 1998)confortés par des modèles expérimentauxdimensionnés (Chardon, 1997) suggèrent quecertaines ceintures vertes archéennes, comme cellesdu craton de Dharwar en Inde, se seraient égalementformées par sagduction en réponse à l'impact d'unpanache mantellique. La profondeur de la limitecassant/ductile aurait été de l'ordre de 200 MPa(Moyen, 2000), soit de l'ordre de 4 ± 2 km. Laséquence des événements volcaniques et tectoniquesest compatible avec les observations effectuées dans

les régions de tessera sur Vénus. Les observations desurface sur Vénus complètent les observations desubsurface sur le craton de Dharwar, et la séquencesuivante d'événements géodynamiques s'en dégage :

Arrivée du panache à la base de la lithosphère

Augmentation du gradient géothermique

Soulèvement thermique et fracturation associée

Volcanisme basique ou ultrabasique

Déplacement vers la surface de la limiteductile/cassant dans la croûte, jusqu'à la base dela pile volcanique ou au-delà

Déstabilisation gravitaire de la pile volcaniqueinduite par le gradient inverse de densité

Sagduction dont la géométrie est localementguidée par l'anisotropie crustale.

Figure 22. Scénario d'évolution des tesserae des plateauxcrustaux vénusiens [C27].

Synthèse : modèle rhéologique des déformations compressives aux points chauds

Les exemples pris ci-dessus illustrent l'importance des déformations compressives dans l'évolution structuraledes points chauds martiens et vénusiens. Des analogues ont été trouvés sur Terre. Même si d'autres exemplessont suspectés [A7], ils restent apparemment peu nombreux.

L'une des raisons évidentes est que sans l'approche planétologique effectuée ici, il viendrait à l'idée de peu detectoniciens (mais voir Passchier, 1995, et Chardon et al., 1998 déjà mentionné ci-dessus) d'attribuer unplissement particulier sur Terre à l'existence d'un point chaud, éventuellement fossile, et dont le centre pourraitse trouver ou s'être trouvé à une distance de 1000 km. De façon provocatrice, dans la mesure où les contrainteset les déformations n'ont pas d'odeur, qui pourrait démontrer que telle phase de plissement mal corrélée aucontexte de plaques supposé à cette époque, dans telle région du monde il y a tant de millions d'années, relèveuniquement de la tectonique des plaques ? Il est cependant possible de contraindre davantage les conditions deformation de structures compressives associées à un point chaud par la structure rhéologique crustale que cesdéformations requièrent. La confrontation des observations et des travaux théoriques permet de relier cesdéformations au rapport crustal ductile/cassant dans le socle crustal (B/D) et à la profondeur de transition entreles deux états rhéologiques (DBT), donc en partie à l'état thermique initial de la lithosphère et en partie à lamagnitude de l'anomalie thermique du point chaud (Figure 23).

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Figure 23. Conditions rhéologiques de formation de structures compressives induites par un point chaud et exemples étudiés[A7]. C : coronae vénusiennes ; DC : craton de Dharwar ; SSPRB : ceinture compressive périphérique de la région de Tharsis(Soute Syria Planum ridge blet) ; TP : Province Tertiaire nord-atlantique ; TWR : wrinkle ridges de Themis Regio, Vénus ; VR :bombements volcaniques vénusiens ; YFB : Plis de Yakima ; YC : craton de Yilgarn.

Le tableau ci-dessous synthétise les déformations attendues et les mécanismes impliqués.

B/D DBT Structures tectoniques compressives

B/D > 1 sous la charge volcanique Aucune structure compressive attendue

0 < B/D > 1 sous la charge volcanique 1. Wrinkle ridges. L'existence d'une stratification mécaniquefine comme les discontinuités entre les coulées successivessemblent jouer un rôle déterminant dans la formation destructures de types wrinkle ridges. D'autres types de structurespourraient se former en l'absence de stratification(escarpements lobés de Watters, 1993). Mécanisme :subsidence isostatique, principalement par surchargevolcanique

2. Ceinture compressive périphérique si l'épaisseur de lalithosphère élastique est au plus égale à l'extension latérale dela charge volcanique. Mécanisme : étalement gravitaire

B/D = 0 à la base de la chargevolcanique

Transition entre le régime de déformation dépendant de la rigiditéde la lithosphère et le régime de déformation induit par uneinstabilité de Rayleigh-Taylor à gradient inversé

B/D = 0 à l'intérieur de la chargevolcanique

Déformation principalement en dômes et bassins. Mécanisme :sagduction

Fracturation précoce périodique, à courte longueur d'ondedépendant de l'épaisseur de la charge volcanique cassante.Mécanisme : soulèvement thermique

B/D = 0 en surface Déformation en dômes et bassins. Mécanisme : sagduction

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II. Mécanismes structurauxCe chapitre traitera des mécanismes structuraux en extension et en compression aux points chauds terrestres

et planétaires à partir d'exemples essentiellement terrestres et martiens. Pour l'extension, trois aspects desrelations entre tectonique et magmatisme sont abordés : les processus de déflation, l'infrastructure d'un riftérodé, et la propagation des dykes basiques. Les exemples pris seront respectivement sur Mars, dans la base destrapps de la PIG éthiopienne, et sur la marge Est du Groenland. En compression, la déformation des wrinkleridges sera quantifiée, avec un exemple terrestre, les plis de Yakima, et un exemple martien, les wrinkle ridgesde la région de Syria Planum.

Aspects méthodologiques

Trois méthodologies nouvelles ont été développées dans le cadre des recherches rapportées ici.

MNT. Dans le cadre du programme INSU/ATI a été développé, en collaboration avec Anthony C. Cook(National Air and Space Museum, Smithsonian, Institution, Washington, D. C.), un code de calcul de MNT surMars combinant stéréoscopie et altimétrie laser. Cette méthode inédite donne des MNT dont la précision verticaleest celle de l'altimétrie laser (30 m en valeur absolue, 30 cm en valeur relative) et la résolution spatiale celle desimages stéréoscopiques (50-70 m). Cette méthodologie a été appliquée à l'étude des fossés martiens.

Déformation. Une méthode de quantification 2D de la déformation cassante a été développée. Cetteméthode a de nombreuses applications, entre autres sur les surfaces des planètes telluriques. Cette méthode aété utilisée dans le cadre de l'étude du plateau de Columbia et des wrinkle ridges martiennes.

Eruptivité des dykes. Une méthode basée sur l'étude d'une population de dykes est proposée pourdéterminer dans une région donnée à partir de quelle taille un dyke a pu être éruptif. Il s'agit d'une méthode trèspréliminaire, développée à partir d'une population de dykes en Ethiopie, et qui demande confirmation par l'étuded'autres jeux de données. Néanmoins elle mérite d'être soulignée dès à présent pour les larges perspectivesd'applications qu'elle laisse entrevoir.

1. Infrastructure des rifts volcaniques

Rifts martiens : étude de la déflation des réservoirs magmatiques

Articles de référence : [A3, A5, S1]

Communications : [C7, C26, C29]

Intérêt

Les rifts martiens, peu affectés par l'érosion, permettentl'étude des mécanismes de déflation à grande échelle, lors del'activité volcanique d'un point chaud. Sur Terre, lesmécanismes d'éruption des trapps sont mal connus pour laraison récurrente que la mise en place de trapps n'a jamais étéobservée. Les éruptions fissurales jouent un rôle prépondérant,mais les conséquences sur la stabilité de la croûte aprèséruption sont très mal connues. L'étude des cas martiens peutlà encore donner des idées sur les mécanismes tectoniquessyn-éruptifs dans les PIGs.

Figure 24. Exemple de zones de rifts sur Mars dans la régiond'Alba Patera. Les fossés sont associés à des morphologiesd'effondrement attribuées à des processus de vidange magmatique[A3, S2]. La largeur de la dépression la plus large est 8 km. ImageNASA/JPL Viking Orbiter 253S52, 87 m/pixel.

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Problématique

Les morphologies volcaniques alignées le longde dizaines graben martiens, édifices oudépressions volcano-tectoniques, indiquentclairement la présence de corps magmatiquesassociés à l'extension [A3]. Pour des raisons dedimensions et de géométrie, par comparaison à laTerre, la présence d'essaims de dykes géants dedimensions et de signification semblable aux grandsessaims des boucliers continentaux a été proposée,sur la base un dyke ⇔ un fossé [A3].

Cependant, cette interprétation présente desdifficultés, notamment liées aux relations entre dykes etfracturation de surface et aux volumes considérables desstructures d'effondrement volcano-tectonique (Figure25). Ces arguments sont longuement discutés dans [S1].Par ailleurs, plusieurs fossés montent des pit craters dontl'alignement n'est pas compatible avec un dyke unique,même segmenté [S1]. Le volume et le nombre desdépressions volcano-tectoniques montrent l'importancedes processus de déflation dans l'évolution des fossés. Laquantification de ces volumes est donc importante pourappréhender le volume du volcanisme émis par les corpsen déflation.

Figure 25. Principaux types morphologi-ques associés ou alignés avec les fossésmartiens [S1]. Résolution : a-d : 1.4-3.0 m/pixel (image MGS/MOC, NASA/JPL/MSSS); e : 79 m/pixel (Image Viking,NASA/JPL).

MNT par stéréoscopie et altimétrie laser

Pour quantifier les volumes des effondrements, une méthode de calcul de MNT originale a été développée.Deux types de données topographiques fiables existent. Les images Viking, de résolution 20-300 m/pixel, donneune couverture stéréoscopique exploitable sur de vastes surfaces (Cook et al., 1992, Day et al., 1992) mais leurprécision verticale dépasse rarement 100 m car il ne s'agit pas d'images initialement conçues à cette fin. Lesprofils d'altimétrie laser en orbite MOLA (Smith et al., 1999) ont une excellente précision verticale (30 m envaleur absolue et 30 cm en valeur relative) mais leur résolution spatiale est de 300 m sur une orbite et ~1.8 kmlatéralement. En calant verticalement les images stéréoscopiques sur les données altimétriques (Figure 26) il estdonc possible d'obtenir des MNT d'une très grande précision horizontale et verticale (Figure 27) [C26, S1].

Figure 26. Principe du calage vertical d'un MNT obtenu à partir d'un couple stéréoscopique Viking (à gauche) en utilisant lesprofils d'altimétrie laser MOLA (au centre), résultant en un MNT combinant la précision verticale MOLA et la résolution spatialeViking [C26].

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Figure 27. MNT d'une partie de Tempe Fossae, Mars. Canal vert: MNT par extrapolation des profils d'altimétrie laser MOLA.Canal rouge: mosaïque de MNT par recouvrement stéréoscopique des images Viking Orbiter indiquées [S1]. Précision verticaleabsolue: 30 m, résolution spatiale réelle : 50-70 m.

Le calcul de MNT suivant cette méthode estsuivi du calcul des volumes des dépressionsvolcano-tectoniques selon un principe simple. UnMNT étant une grille de pixels dont la valeurtopographique est égale à l'amplitude de latopographie de la région calculée divisée par 256, ilsuffit de compter l'intervalle vertical en pixels entrele bord d'une dépression et son point le plus bas, etd'intégrer peu à peu cette topographieverticalement en incrémentant un à un la valeur dupixel du bas. On comble ainsi la dépression, un peucomme si on la remplissait de pixels jusqu'à ras-bord [S1].

Volumes de magma vidangés

Les volumes de certaines dépressions ont étémesurés selon cette méthode, et permettent decontraindre le volume de magma évacué de lachambre en déflation. Les volumes trouvés sontextrêmement variables. Certains ne sont pasmesurables car leur extension n'est que dequelques pixels, mais de très nombreusesdépressions ont des volumes de l'ordre de 10-1000 km3 [S1]. De tels volumes ne peuventprovenir que de vastes réservoirs magmatiques, etnon de dykes individuels. Il s'agit donc de réservoirsmagmatiques allongés le long des segmentsvolcaniques des fossés.

Il est intéressant de noter que de tels volumesont typiques des coulées alimentant les trappsterrestres, si l'on se base sur les études détailléesdes trapps de la rivière Columbia (Tolan et al.,1989). Pour les basaltes de Grande Ronde,correspondant au volcanisme paroxysmal à 17-15.6 Ma, le volume individuel des coulées estestimé à 90-2500 km3 (Reidel et al., 1989b).

Modèle d'évolution volcano-tectonique

Cependant, la canalisation du magma depuis lesréservoirs jusqu'à la surface fait vraisemblablementappel à des dykes. On arrive ainsi graduellement àun étagement des processus en trois niveaux: unniveau de réservoirs, un niveau de conduits

d'alimentation, et un niveau de déformations structuraleset de processus gravitaires. Cet étagement (Figure 28)présente entre autres des points communs avecl'infrastructure magmatique des rifts volcaniquesterrestres comme les rifts islandais (e. g., Gudmundsson,1995) ou encore de la dorsale ultra-rapide Est-Pacifique(Lagabrielle et Cormier, 1999).

Figure 28. Modèle qualitatif d'évolution d'un fossé martien parrifting et processus gravitaires [A4, S1].

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Modélisation analogique

Des processus très semblables ont étéinterprétés à la ride Est-Pacifique sur la based'arguments topographiques, géomorphologiques etgéophysiques et ont été modélisés par desexpériences de laboratoire étalonnées (Lagabrielleet al., 2001, Garel et al., soumis). Il est possible dequantifier ce modèle par certaines relationsgéométriques entre structures et morphologies desurface et réservoir en profondeur. Dans le détail denombreux cas de figure existent sur Mars, et

s'expliquent en faisant jouer des paramètres tels que lamagnitude relative des contraintes de déflation parrapport à celle du champ régional, et la structurerhéologique de la croûte. La direction de vidange desréservoirs peut également être déterminée dans certainscas [S1]. La Figure 29 illustre un cas d'école montrantcomment les expériences analogiques menées par YvesLagabrielle, Erwan Garel (Univ. Bretagne occidentale) etOlivier Dauteuil (Univ. Rennes II) sont utiles à laquantification de l'infrastructure magmatique d'un fosséde Noctis Labyrinthus, dans la région de Syria Planum.

Figure 29. Exemple de détermination des dimensions et de la profondeur d'un réservoir magmatique sous un rift martien àparti d'expériences analogiques [S1]. Région de Noctis Labyrinthus, image NASA/JPL Viking 027A20, 105 m/pixel. Le champ decontrainte régional peut être nul ou extensif.

Figure 30. Processus gravitaires tardifs dansl'évolution des fossés martiens [S1].

Modélisation numérique

Il est fréquent que la morphologie initiale des fossés, du typede celle observée sur la Figure 29, ait été bouleversée par desprocessus gravitaires ultérieurs au point de supprimer en surfacetout témoignage d'extension tectonique, ou une grande partie(voir Figure 25, d, e et Figure 30). Dans ce cas la modélisationanalogique devient inadéquate pour retrouver la géométrie de lachambre et sa profondeur en profondeur. Ce problème est crucialpour certains types de dépressions, les chasmata. A part lesgigantesques chasmata de Valles Marineris, qui ont une originedifférente (e. g., [A5]), ce type de dépressions semble provenird'effondrements généralisés le long de zones de rifts.

Les volumes des chasmata donne une idée des volumes demagma vidangés. La dépressurisation du réservoir magmatiquepeut être étudiée numériquement et informer sur les jeux deparamètres (dimensions et profondeur) compatibles avec lesvolumes effondrés. La méthode des éléments-frontières a étéadoptée. Le code Compute3D (Rocscience, Inc.), développé pourl'étude de la stabilité des ouvrages souterrains, est adapté auxcalculs de volumes.

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Pour une géométrie et profondeur de réservoir ilest possible de déterminer la dépressurisation de lachambre nécessaire pour que les contraintes dansl'encaissant dépassent la contrainte différentiellecritique au-delà de laquelle se produit la rupture. Levolume de roche situé au-delà de cette limite constituele volume susceptible de s'être effondré en réponse àla vidange magmatique. Cette magnitude peut aussibien correspondre à une vidange unique etcatastrophique, résultant en un effondrement parstoping, ou à une somme d'événements de déflationde plus faible ampleur, se produisant alors plusvraisemblablement par subsidence plus lente de blocsrigides (Roche et al., 2000, 2001). L'enveloppe de

Mohr de Banerdt et al. (1992) pour Mars a été utiliséepour déterminer la variation de la contraintedifférentielle avec la profondeur. Certains calculs ontété effectués sans pression de fluide et d'autres avecune pression égale à la moitié de la pressionlithostatique. L'accélération de la gravité a été prise à3.72 m.s-2, le module de Young à 30 GPa, et la densitémoyenne de la croûte 2900 kg.m-3. L'existencepossible d'une croûte inférieure ductile, qui se situeraitactuellement sur Mars à une quarantaine de kilomètrede profondeur dans les régions volcaniques d'après lesétudes de flux de chaleur (Banerdt et al., 1992), n'apas été prise en compte. Les modèles ont étéconstruits sur la base de la Figure 31.

Figure 31. Modèle de base pour l'étude de la déflation magmatique des chasmata. L : longueur du réservoir au niveau de lalentille de magma, B : largeur, e : profondeur, Pl : pression lithostatique, Pp : pression de pore, Pm : pression magmatique. Lechamp de contrainte régional est nul [S1].

Les résultats obtenus sont discutés dans Mège etal. [S1]. A titre d'illustration, un chasma du type decelui sur la Figure 24 ou la Figure 25e peut êtreobtenu par un réservoir de 50 à 75 km de long sur5 km de large à 5 km de profondeur si 400 km3 de

magma est vidangé, résultant en une déflation deplusieurs dizaines de MPa jusqu'à plus de 100 MPa,selon la pression de fluide. Un autre exemple estdonné sur la Figure 32.

Figure 32. Déflation magmatique d'un réservoir localisé sous une chaîne de dépressions au SW de Valles Marineris (CalydonFossae). En haut : MNT obtenu par croisement des données MOLA et de la couverture stéréo Viking (vue vers le SSW). Bord àbord la dépression a une largeur de 15 km, et sa profondeur est de 1850 m ± 30. En bas : Lentille magmatique à 5 km deprofondeur entourée de l'enveloppe de contrainte différentielle > 26 MPa, condition sur Mars pour la rupture en tension avecune pression de fluide égale à la moitié de la pression lithostatique. Les flèches donnent les directions des contraintesprincipales et leur magnitude selon l'échelle donnée à droite (en MPa), la contrainte la moins compressive étant perpendiculaireau plan de la flèche et la contrainte la plus compressive dans son axe.

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Valles Marineris

Le système de fossés de Valles Marineris, systèmeextensif le plus long et profond du système solaire,montre aussi de vastes dépressions, en grande partietectoniques, mais dont l'évolution comprend peut-êtreune phase initiale d'effondrement volcano-tectonique(Schultz, 1998). Bien qu'il soit difficile de soustraire levolume de ce type d'effondrements des volumes crééspar étirement crustal et par des processus

géomorphologiques ultérieurs tels que glissements deterrain ou sapement [A5], il est possible d'avancer unordre de grandeur possible de 105 km3 pour lematériel effondré pour différentes dépressions ovoïdestelles Ophir, Hebes, et Echus chasmata. En volume deroches volcaniques vidangées, cet ordre de grandeurcorrespond à une petite PIG telle que celle de larivière Columbia (Tolan et al., 1989). L'histoire desversants de Valles Marineris, hors contexte ici, peutêtre trouvée dans [A5].

Les essaims de dykes de Tana-Belaya, Ethiopie : une population de fractures atypique

Article de référence : [S2].

Article en préparation : D. Mège (pour soumission à GRL ou JSG)

Intérêt

Dans les PIGs de nombreux dykes basaltiques nesont pas éruptifs, ou très localement. Parmi lesraisons, l'une des principales est l'existence d'unniveau de flottabilité neutre du magma (e. g., Lister etKerr, 1991), déjà évoquée, et l'existence de "barrièresde contraintes" dans la croûte (Gudmundsson, 1990)au niveau desquelles un dyke se change en sill. Aprèsune étude classique d'exploration de l'essaim, qui avaitdéjà été mentionné à différentes reprises (Jepsen etAthearn, 1963, Mohr et Zanettin, 1988, Chorowicz etal., 1998) mais apparemment jamais étudié in situ,une étude statistique de la population des longueursde dykes a révélé des anomalies de distribution.D'après l'épaisseur des trapps autour de la régionétudiée, le niveau d'observation actuel des dykes sesitue entre 0 et ~1500 m sous la paléosurface, c'est-à-dire à la profondeur décisive, au-dessus du niveau deflottabilité neutre, à laquelle certains dykes sont entrain de stopper leur propagation verticale, et d'autresvont continuer leur trajet jusqu'à la surface (Lister,1991, Lister et Kerr, 1991). Ces anomalies dedistribution sont donc interprétées non seulement entermes de mode de croissance, différent de celui desautres types de fractures, mais également en relationavec la spécificité potentiellement éruptive des dykes.

Essaims de dykes basiques et acides

Les essaims de dykes du point chaud éthiopien(qui en fait serait d'enracinement sud-africain, Gurniset al., 2000) ont été peu étudiés, tant dans lesrapprochements avec le panache que dans leursrelations avec l'extension en Afar ou dans le rift. Dansle cadre d'un projet financé par l'INSU/Corne del'Afrique et l'Université Pierre et Marie Curie a étéentreprise une étude des essaims principaux affleuranten Ethiopie. Le projet vise à une étude détaillée desessaims, dans laquelle se complètent des travaux degéologie structurale, de télédétection, degéochronologie, de géochimie, de fabriquemagnétique, de pétrologie et de minéralogie. Cestravaux devraient permettre de comprendre l'histoirede la mise en place des dykes depuis leur réservoirgéochimique et leur trajet dans la croûte jusqu'à lasurface.

Après une première mission de reconnaissancefaisant le tour du plateau abyssin, il a été décidé quela première région d'étude, choisie pour le nombre etla longueur des dykes qui y affleurent, serait entre lelac Tana, sur le plateau abyssin, et la montagne deBelaya, butte témoin séparée du reste du plateau parla rivière Beles et ses affluents, à une centaine dekilomètres de la frontière soudanaise (Figure 33). Pourl'instant, seules des données de terrain et detélédétection sont disponibles. Les données detélédétection consistent en une image Landsat ETM+de la région et d'une mosaïque Spot panchromatiquecouvrant l'ensemble de la région sur laquelle a étéreporté un modèle numérique de terrain stéréo-dérivé.

Figure 33. Localisation de la région de Tana-Belaya. AT :triangle afar, EER : rift est-éthiopien, ER : Erythrée, EH :plateau volcanique abyssin (nord) et plateau du sud-est, GA :Golfe d'Aden, K : Kenya, RS : Mer Rouge, S : Somalie, SA :Arabie saoudite, SP: plaine du Soudan. Image SeaWIFS,NASA/JPL.

D'après la cartographie de plus de 1000affleurements (Figure 34), deux essaims de dykes ontété clairement identifiés, l'un NE-SW et l'autre NW-SE[S2]. L'essaim NE-SW, le plus fréquemment observésur le terrain, est constitué de deux types de dykesparallèles, basaltiques et acides. Environ 40 dykes ontpu être mesurés sur le terrain dans cette région à fortcouvert végétal. D'après les mesures de terrain,l'épaisseur moyenne des dykes basaltiques est de2.7 m, contre 9.9 m pour les dykes acides. Lespendages sont tous verticaux ou sub-verticaux.Certains dykes montrent des preuves de réactivationen décrochement quasiment pur. Pour des raisonsd'altération, le sens du mouvement n'a pu être

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déterminé la plupart du temps, mais l'un des dykesétudiés présente des cisaillements de Riedel clairs etdonnant un sens dextre (voir [S2]). Ce dyke affleureau sein de ce que l'imagerie satellitale suggère êtreune coulée quaternaire, et le sens du cisaillement estcompatible avec les trajectoires de contraintesactuelles déterminées par Bosworth et Strecker(1997).

Figure 34. Carte interprétative des dykes de la région deTana-Belaya d'après l'imagerie Landsat ETM+ et lithologie :1 : socle précambrien (roches métamorphiques et ophiolites),2 : trapps indifférenciés, 3 : niveau basal bréchique destrapps, 4 : volcan bouclier, 5 : coulées quaternaires [S2].

Figure 35. Structures précambriennes ayant guidé lalocalisation des essaims de dykes : zone de cisaillement deTulu Dimtu et zone de failles des rivières Rahad et Dinder(réactivée par le rift mésozoïque-cénozoïque du Nil Bleu auNW de la région de Tana-Belaya). Traits à barbules doubles :corniches, traits fins: foliation précambrienne de la zone deTulu Dimtu et fractures dans les trapps [S2].

La localisation des deux essaims pourrait êtrecontrôlée par des discontinuités précambriennes, zonede cisaillement pan-africaine NE-SW de Tilu-Dimtu, etfabrique NW-SE affectant l'ensemble du bouclierarabo-nubien. L'essaim NW-SE suit notamment la zonede failles de Rahad-Dinder, réactivée au Mésozoïque etau Cénozoïque en tant que faille bordière nord du riftdu Nil Bleu au Soudan (Figure 35).

Les essaims de dykes de la région de Tana-Belayaont de faibles dimensions par rapport aux dykesalimentant les trapps dans la plupart des PIGs, et desurcroît la présence massive de dykes acides sembleincompatible avec les observations dans ces essaims,qui sont tous entièrement basiques, sans exception(e. g., [A4]). Il a été vu le rôle probable de lafabrique du socle dans leur localisation. En raison de ladilatation de l'essaim (de l'ordre de quelques % autotal [S2], le contexte semble être celui d'uneinfrastructure d'une zone de rift volcanique. Si ladilatation des dykes équivaut à l'étirement tectoniqueen surface, l'aspect de la surface lors de leur mise enplace pourrait ressembler à celui d'une zone defissures de type Thingvellir ou Vogar en Islande(Gudmundsson, 1987a, 1987b).

Mise en place des dykes :apports de l'analyse statistique de

distribution des longueurs

Les fractures suivent des lois d'échelle dontl'analyse donne des informations d'une grande utilité àla compréhension des mécanismes structuraux. Dansla dernière partie de ce chapitre il sera question desrelations entre longueur et déplacement. Ici il seraquestion de la distribution des longueurs de dykes. Lafréquence cumulée d'une population de fractures suitune loi en puissance (Scholz et Cowie, 1990). Lesfractures considérées sont des joints, fentes detension ou des failles et à notre connaissance, bienqu'une loi de distribution en puissance ait étéidentifiée antérieurement pour des dykes, leur analysedétaillée n'a jamais été menée.

Le domaine de variation de l'exposant variehabituellement selon les populations de fractures entre0.6 et 2.9 (Jackson et Sanderson, 1992, Cladouhos etMarrett, 1996, Schultz, 2000b). A partir de l'imageriesatellitaire deux populations de dykes ont étémesurées. La totalité des affleurements continuscartographiés constitue la première population. Dansla deuxième population, les segments des dykesaffleurant de façon discontinue mais avec unegéométrie en échelons ont été regroupés (Figure 36).

De façon quasiment systématique, les mesurespour les fractures les plus petites d'une populationdonnée montrent une forte diminution de la pente dela distribution, éventuellement jusqu'à 0. Cettediminution est attribuée à des problèmesd'échantillonnage (Jackson et Sanderson, 1992). Lapopulation de dykes de la région de Tana- Belaya nefaillit pas à cette règle (Figure 36).

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Figure 36. Graphique longueur - fréquence cumulée pour1024 dykes ou segments de dykes dans la région d'étude.Dans la population en bleu, tous les segments continus sontconsidérés mécaniquement indépendants. Dans la populationen rouge-orangé, la segmentation des dykes est prise encompte dans la distribution. C est l'exposant de la populationconsidérée, k son coefficient, N la fréquence, L la longueur,et Lmax la longueur maximale dans la population [S2].

L'ajustement de la loi en puissance pour leslongueurs intermédiaires est plus intéressante.L'exposant de la population des affleurementscontinus, C = 2.6 (bleu clair), est particulièrementélevé. Sa valeur est classique des populations danslesquelles la liaison mécanique des fractures est malévaluée (Cladouhos et Marrett, 1996). La pente desdonnées augmente brusquement vers le milieu de ladistribution. Si à ce niveau la population est séparéeen deux, L'exposant de la sous-distribution des dykesles plus longs augmente à C = 3.3 (bleu foncé), ce quine correspond à rien de mécaniquement raisonnable.Il n'est pas nécessaire de pousser plus loinl'investigation de cette population: les résultats ne fontqu'illustrer le fait que de ne pas prendre en compte lasegmentation des dykes dans l'analyse de leurdistribution n'a pas de sens mécanique.

Dans la population prenant en compte lasegmentation des dykes, l'exposant de l'ensemble dela population, C = 1.8, (orangé) entre dans lamoyenne des fractures publiée dans la littérature.Cependant, dans le détail, la distribution montre uncomportement atypique. Elle se subdivise en 3 parties(rouge). La sous-distribution des longueurs les pluscourtes a un exposant, C = 1.8, semblable àl'exposant de la population totale. La population deslongueurs intermédiaires a un exposant C = 3.3 trèsinhabituel. Une telle augmentation en fin dedistribution est classique, et peut traduire un effet decensure des données les plus extrêmes (Jackson etSanderson, 1992) ou l'influence d'une interface

rhéologique majeure en profondeur (Schultz, 2000b).Mais en milieu de distribution l'effet de censure ne sejustifie pas. La population des dykes les plus longs aun exposant, C = 1.7, proche de celui de la populationtotale, mais présente un décalage horizontal vers ladroite (Figure 36) traduisant une augmentation ducoefficient k de la population.

Les dykes acides, très segmentés, sont enmoyenne beaucoup plus longs que les dykesbasaltiques et ce sont essentiellement eux qui sontconcernés par la sous-population des dykes les pluslongs. Les dykes basaltiques représentent la quasi-totalité des dykes courts et de longueur intermédiaire.

La Figure 37 fournit une explication à lasegmentation de la distribution observée sur la Figure36. Lorsque le taux d'approvisionnement d'un dykebasaltique est suffisamment soutenu (Parfitt et Head,1993), il acquiert une surpression et des dimensionscapables de lui faire franchir la zone crustaled'équilibrage de densité du magma avec l'encaissantavec suffisamment d'aisance pour arriver en surface(e. g., Lister et Kerr, 1991, Ryan, 1994). Lorsqu'un teldyke devient éruptif, l'éruption dépressuriserapidement le magma et l'écoulement latéral diminue,puis stoppe. Ainsi la longueur du conduitd'alimentation d'un dyke dont la pression magmatiquele vouait à de grandes dimensions se trouve écourtée,et rejoint la longueur des dykes plus petits et moinspressurisés de la population. La distribution estécrêtée à partir d'une certaine longueur de dykes, setraduisant par une augmentation de la pente de lapopulation (Figure 37, bas). Le guillotinage des dykeslongs se répercute aussi par un pic d'abondance desdykes éruptifs courts, ce qui est clairement observésur la population des dykes de Tana-Belaya (Figure36).

Figure 37. Modification de la loi de puissance pour desdykes éruptifs (haut) et de dykes mis en place à partir deréservoirs allongés perpendiculairement à la directiond'extension régionale (bas) [S2].

Il est raisonnable, en attendant les datationsabsolues et des arguments géochimiques, de penserque les dykes acides proviennent du même réservoirque les dykes basaltiques et se sont mis en placeaprès différenciation. La mise en place des dykesacides correspond à un incrément significatif dans

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l'étirement régional, produisant un amincissementcrustal accru. Le réservoir des dykes basaltiques,fonctionnant pendant une période où l'étirementcrustal était très limité (de l'ordre de 1% d'après lesdonnées de terrain et d'imagerie [S2]), présentaientun faible rapport de forme. L'augmentation del'étirement crustal, peut-être du double [S2], a puaugmenter l'allongement de la chambreperpendiculairement à la direction principaled'étirement. Les dykes acides ayant une forteflottabilité (il n'y a pas de zone de flottabilité neutredans la croûte pour des magmas acides), l'écoulementest essentiellement vertical et on s'attend à deséruptions systématiques, mais surtout, la ruptureinitiale au toit de la chambre a une longueur plusgrande que celle pour les dykes basaltiques antérieurs.Ainsi, la longueur initiale des dykes sortant du

réservoir a un bonus d'avance par rapport aux dykesbasaltiques, se traduisant par une augmentation ducoefficient de la population (Figure 37, bas).L'observation de nombreux dômes acides alignés surle proche plateau abyssin, qui sont trachytiques,phonolitiques et rhyolitiques, suggère que si lacomposition des magmas et leur mise en place étaitsemblable, l'éruption, lente, des magmas acidesn'aurait que peu affecté la propagation des dykes,donc leur longueur. Ainsi la pente de la distributionpour ces dykes (C = 1.7) pourrait-elle demeurerproche de celle de la moyenne de la populationmesurée (C = 1.8).

D'autres essaims de dykes doivent être mesurés etanalysés afin de confirmer et éventuellementgénéraliser les résultats obtenus dans cette région.

Province tertiaire nord-atlantique : propagation de dykes dans un essaim basique géant

Article de référence : [A9]

Figure 38. Distribution et orientation des dykes tertiairesbasiques de la marge Est du Groenland échantillonnés en1998, et contexte géodynamique [A9].

Les deux champs d'investigation ci-dessus ontillustré deux exemples de contribution des dykesdans l'infrastructure volcanique des rifts : à l'échelled'un méga-point chaud à histoire complexe, celui deTharsis sur Mars, et d'une petite subdivision d'unpoint chaud, l'essaim de Tana-Belaya. La Provincetertiaire nord-atlantique, déjà abordée dans lapremière partie de ce mémoire au sujet de

l'étalement gravitaire de la topographie des pointschauds, fournit une situation intermédiaire.

L'essaim de dykes basiques géant de la côte Est duGroenland a été échantillonné au cours d'une mission en1998 en vue de déterminer le sens d'écoulement paranalyse de l'anisotropie de susceptibilité magnétique(ASM) et de lames minces orientées [A9] (Figure 38).Les données récoltées sur le terrain, provenant de dykesd'épaisseur 3-37 m, ont été analysées par Jean-PaulCallot (doctorant à l'Université du Maine).

Le sens de l'écoulement a été déduit par ASM en neconservant que les données de foliation magnétiqued'orientation proche de celle du dyke, avec notammentun angle d'imbrication inférieur à 30° et en suivantd'autres critères établis à partir d'un protocole rigoureuxdétaillé dans [A9].

Les résultats, qui convergent avec d'autres étudesd'ASM menées sur des dykes des essaims géants (e. g.,Ernst et Baragar, 1992) montrent un écoulement plutôthorizontal que vertical (Figure 39), et en provenance duNE. Ces dykes se sont vraisemblablement propagés àpartir de l'une des intrusions qui décorent la marge,certaines à Terre (Figure 38) et d'autres repérées en merpar leur signature magnétique.

Selon L. Geoffroy, l'ouverture océanique se seraitproduite à partir d'intrusions de volume limité maisparsemant la futur marge, et à partir desquelles desessaims de dykes basiques se seraient mis en place. Cemodèle est donc une alternative au modèle dedéveloppement des marges passives de Fahrig (1987) etde Baragar et al. (1996) essentiellement établi à partirdes points chauds protérozoiques. Selon eux, le centredu point chaud est le centre ou le barycentre d'injectionde l'ensemble des dykes basiques géants suivant unegéométrie de point triple, s'accompagne en surface detrois branches de rifts dont un ne dépassera pas le stadecontinental (voir aussi [A6], et la Figure 12 de cemanuscrit).

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Figure 39. Projection stéréoscopique (hémisphère inférieur) des résultats del'analyse de la fabrique magnétique des dykes échantillonnés au Groenland. K1,K2, K3 : axes principaux de susceptibilité magnétique. La foliation magnétique,qui donne le sen de l'écoulement, correspond à la fabrique magnétique "normale"(a). Chaque dyke a été échantillonné sur ses deux bordures, les deux devantdonner des géométries d'imbrication compatibles. (c) : direction moyenne del'écoulement dans les dykes échantillonnés [A9].

Il est intéressant de noter que lesens de l'écoulement a une tendancea être plongeant. L'échantillonnageayant été effectué près de labordure des dykes pour éviter leséventuels problèmes d'écoulementturbulent qui se posent pour desdykes de cette épaisseur (Turcotte,1990), il y a peu de chance qu'ils'agisse d'un hasard. Il est possibleque la profondeur de propagation,estimée à 3-4 km, corresponde à lazone de flottabilité neutre dumagma, estimée sur Terre à 3 kmen moyenne (Wilson et Head, 1994).A une telle profondeur le magmapeut se propager aussi bien vers lehaut que, localement, vers le bas.

Synthèse : contribution au fonctionnement de l'infrastructure des rifts volcaniques

L'infrastructure des rifts volcanique a été abordée dans ce mémoire sous trois aspects, dont le dénominateurcommun est le dyke. Le cas martien a permis d'entrevoir quels processus volcano-tectoniques majeurs ont pu seproduire dans certains cas lors de la mise en place des trapps sur Terre. Le bassin de Clarkston-Lewiston(Washington-Idaho) pourrait être associé au type d'effondrements de très grande ampleur reconnu sur Mars, etmériterait une étude détaillée à ce titre (S. P. Reidel, comm. pers., 2000). Celle-ci pourrait être menée dans lesannées à venir dans le cadre d'une collaboration entre l'UPMC et le PNNL.

L'étude de la déflation sur Mars a également permis d'affiner le diagnostic selon lequel des essaims de dykesseraient associés à la formation de certains fossés [A3] Il s'agit vraisemblablement d'essaims de dykes. Chaquefossé volcanique a vraisemblablement son, voire ses essaims propres (car l'activité volcanique à certains fossésest segmentée et intermittente). Sauf exceptions (certaines catenae comme Tractus et Acheron), ceux-ci ne sontalors de loin plus de taille comparable aux dykes géants les plus longs des essaims des points chauds terrestres.Les vastes réservoirs magmatiques allongés qui alimentent les essaims martiens peuvent par contre êtreinterprétés comme des méga-dykes, dans le sens que l'on donne au Grand Dyke du Zimbabwe (e. g., Podmoreet Wilson, 1987).

L'étude d'essaims de dykes nains en Ethiopie a été l'occasion d'aborder la déflation à partir des objets qui ensont les vecteurs. Une méthode pour déterminer lesquels des conduits d'alimentation ont pu être éruptifs est encours de développement, et les premiers résultats ont été présentés.

Enfin, le travail sur un essaim de dykes géants classique a permis de mettre en évidence des directionsd'écoulement confortant l'opinion actuelle (mais non partagée par tous, Kumarapeli, 1990) que les essaims despoints chauds ont un écoulement à dominance latérale, même s'il faut bien que localement il soit vertical pouralimenter les trapps.

Ces travaux donnent ainsi un aperçu complémentaire, à différents niveaux crustaux (entre 0 et 4 km), deplusieurs aspects importants du fonctionnement de la plomberie magmatique et de ses interactions avec lesmécanismes tectoniques et morphotectoniques.

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2. Modélisation du raccourcissement des wrinkle ridgesArticle de référence : [A8]

Articles en préparation : Mège et Reidel, Mège et Anderson (pour soumission à JGR)

Communication invitée : [Ci4]

Communications : [C20, C21, C29]

Les ressemblances structurales entre les wrinkle ridges (voir un exemple sur la Figure 17) et les plis deYakima, renforcées par le rôle majeur que joue la mise en place de trapps dans leur développement (voir [A7]et [A8] pour les détails), permet d'aller au-delà des méthodes usuelles en planétologie pour étudier leurfonctionnement, en ajoutant l'opportunité des observations de terrain (Figure 40).

Figure 40. Vue de Rattlesnake Mountain au passage de la rivière Yakima (voir sur la Figure 18). Cliché de Steve Reidel.

Objectifs

Au-delà de l'estimation du raccourcissement sur leplateau de Columbia, l'objectif est de quantifier leraccourcissement aux wrinkle ridges avec uneprécision raisonnable pour à terme mieux comprendrele raccourcissement induit par la subsidence auxpoints chauds dans le cas des configurationsrhéologiques discutées précédemment.

Estimer ce raccourcissement le long de profilsprésente un intérêt limité, car les chiffres qui peuventen être tirés n'ont d'intérêt que local. Ils ne portentque peu de signification ou d'implications pour le

raccourcissement à quelque autre profil. Pouvoirestimer ce raccourcissement en trois dimensions seraitlouable, mais comment contraindre la dimensionverticale avec suffisamment de précision, et contrequels modèles géophysiques et mécaniques confronterde tels résultats ? La grande majorité des modèles dedéformation sont limités à deux dimensions (2D). Leraccourcissement en 2D, suivant la surfacetopographique, apparaît donc comme le moyen le pluspratique actuellement pour tester des modèlesthéoriques.

Méthode

Les wrinkle ridges comme les plis de Yakima sur leplateau de Columbia (Etat de Washington) ont unestructure complexe, comme en atteste la cartographiede détail qui peut en être faite par interprétation

d'images (wrinkle ridges) ou études de terrain(notamment Price, 1982, Reidel, 1984, Hagood, 1986,Anderson, 1987). Cependant, replacée à l'échelle dupli, de longueur moyenne 100 km, ou de la région

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déformée, il se dégage avant tout de vastesmégastructures simples continues ou segmentées,soulignées sur la totalité de leur longueur par deschevauchements majeurs (Reidel et al., 1994, etFigure 18). Souvent des rétro-chevauchements ont étéidentifiés, ce qui conforte l'analogie mécanique avecles wrinkle ridges (Schultz, 2000a). Les profilsgéophysiques (Reidel et al., 1989a, Lutter et al., 1994)montrent que ces plis de sont pas connectés enprofondeur, par exemple par un plan de décollement.Chaque structure est verticalement limitée par la basedes trapps et se présente comme une entitémécaniquement indépendante (Figure 41).

Modèle structural

Le modèle structural choisi consiste en unchevauchement induisant un pli passif sur rampe ouun pli de propagation, ou une combinaison des deux.Ces modèles sont tous deux compatibles avec lesdonnées de terrain sur les plis de Yakima (Price etWatkinson, 1989) et présentent deux avantagesmajeurs. Le premier est qu'il est possible de neprendre en compte que le raccourcissement sur leplan de chevauchement pour obtenir leraccourcissement total, puisque le raccourcissementpar plissement au-dessus du plan de chevauchementlui est soit égal soit plus faible, les deux ne s'ajoutantpas. Le deuxième avantage est que les plis passifs etles plis de propagation modélisent de façon simple etcontinue des déformations qui dans la réalité doivent

s'accommoder des hétérogénéités du milieu et de sarésistance à la rupture. En d'autres termes, dans leurformulation de base ces modèles cinématiques simplessont incapables de reproduire des déformations tellesque des rétro-chevauchements, mais leur fournissentun cadre d'explication et finalement les prendimplicitement en compte. En effet, le déplacement seproduisant sur des structures telles que des rétro-chevauchements est autant de déplacement qui seproduira en moins sur le chevauchement principal(Niño et al., 1998, Schultz, 2000a).

Ainsi en modélisant le raccourcissement des plis deYakima et des wrinkle ridges comme le résultat d'undéplacement sur un plan de chevauchement unique etthéorique (PCHUT) on tient compte du déplacement seproduisant sur le plan de chevauchement principalobservé, du déplacement plicatif des couches au-dessus de ce chevauchement, et le cas échéant dudéplacement sur les rétro-chevauchements.

Les plis de Yakima, comme les wrinkle ridges, sontfréquemment segmentés. L'application du critère deliaison mécanique des segments de failles défini parSchultz (2000b) montre que les segments dechevauchements des plis de Yakima sontvraisemblablement liés mécaniquement [A8]. Ledéplacement sur chaque ride, segmenté ou non, peutdonc être modélisé comme se produisant sur unPCHUT de longueur la longueur totale de chaque ride,et de déplacement le déplacement maximal observé lelong de la ride (Dawers et Anders, 1995).

Figure 41. Structure crustale des plis de Yakima, plateau de Columbia, d'après des données sismiques, magnétotelluriques etde forages (Reidel et al., 1989a). Les plis sont associés à des chevauchements mécaniquement indépendants et ne dépassantpas la pile des trapps verticalement.

Principe

En 2D le déplacement élastique maximum dmax etla longueur L du PCHUT sont proportionnels (e. g.,Cowie et Scholz, 1992) :

γ=L/dmax

où γ est une mesure de la résistance critique à ladéformation cisaillante. Il y a une incertitude sur lavaleur de γ inhérente au mode de croissance desfailles (Cartwright et al., 1995) et à l'approximation 2D(Schultz et Fossen, sous presse). De ce fait il n'existepas de γ universel, et le mieux est de le déterminerindépendamment pour chaque population de failles.Pour les wrinkle ridges, mesurant L à partir desdonnées d'imagerie et de topographie, il suffit de

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déterminer γ pour se faire une idée du déplacementmaximum. Ce paramètre peut être déterminé pour lesrides de Yakima à partir des données de terrain et degéophysique.

Une fois γ déterminé pour les rides de Yakima, ledéplacement horizontal 2D le long du PCHUT peut êtrecalculé simplement en modélisation élastique. Le plande faille est alors elliptique, et le profil desdéplacements d sur ce plan l'est aussi. L'intégration dece profil de déplacement sur la longueur l du plan defaille permet alors le calcul de la surface horizontaleraccourcie [A8] :

αγπ cos20

4 L)/(ddlAL

el == ∫

Certains profils de failles ont effectivement unprofil de déplacement elliptique. Souvent cependant cen'est pas le cas, et les profils de déplacement sonteffilés vers les extrémités de la faille en raison de lapropagation sous-critique de la fracture. S'il est tenucompte de cette déformation inélastique on peutmontrer que la surface raccourcie devient

( )( )[ ] αγπ cos/ 024 sdLsLA inel +−=+

où s est la longueur de la zone de déplacementinélastique et d0 la valeur du déplacement au point detransition élastique-inélastique. L'analyse des profils dedéplacement publiés dans la littérature montre ques = 0.16L (1σ = 0.08) et que d0 = 0.26dmax

(1σ = 0.16) [A8, Ci4].

Résultats

Pour les rides de Yakima le raccourcissement estestimé à 1148-3754 km2 selon le modèle dedéplacement utilisé, élastique ou mixte élastique-inélastique, ce qui correspond à 1.4-4.6% de la

surface du plateau de Columbia affectée par ce typede déformations. Par ailleurs 1.9 10-2 < γ < 3.9 10-2

(Figure 42), selon le modèle choisi.

Figure 42. Relations longueur-déplacement pour les données publiées dans la littérature et pour les rides de Yakima [A8,Ci4]. Les chevauchements étudiés par Elliott (1976), de longueur comparable aux chevauchements des rides de Yakima, ontun rapport dmax/L comparable.

L'éparpillement de γ selon lesrides, mesuré par son écart-type1σ , est du même ordre degrandeur que l'éparpillement desdonnées publiées antérieurementdans l'ensemble de la littérature(Figure 43). Assumant unpendage moyen réaliste pour leswrinkle ridges, 30°, qui est aussile pendage moyen deschevauchements des rides deYakima [Ci4], il est doncpossible d'estimer leraccourcissement dans les zonesdéformées.

Figure 43. Ecart-type sur γ pour les données publiées antérieurement et pour lesrides de Yakima [Mège et Reidel, en préparation].

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Figure 44. Magnitude de la déformation des wrinkle ridges dans la région de Sinai Planum, au SE de Syria Planum sur Mars,pour deux modèles structuraux extrêmes. Les valeurs les plus élevées sont obtenues en modélisation élastique et pour despendages moyens de chevauchements de 21° (valeur moyenne estimée la plus basse pour les chevauchements des rides deYakima). Les valeurs les plus faibles sont obtenues dans le modèle mixte élastique+inélastique pour des pendages moyens de36° (estimation maximum pour les rides de Yakima).

Les résultats peuvent être visualisés par des cartesd'isodéformation (Figure 44). Les valeurs trouvéespour chaque ride sont réaffectées aux cellules d'unegrille de périodicité 4° en 4°. Cette dimension decellule est suffisamment vaste pour qu'une rideaffectée à une cellule ne déborde pas sur les cellulesvoisines et suffisamment faible pour permettre desuivre les gradients de déformation aussi finement quepossible. A titre d'exemple la région de Sinai Planum,au SE de Syria Planum sur Mars (Figure 16), a étéchoisie comme région test [Mège et Reidel, enpréparation]. Ces résultats ont été comparés à unmodèle théorique récent de déformations induites parla charge flexurale de la lithosphère de Tharsis obtenuà partir de l'inversion des données topographiques etgravimétriques (Banerdt et Golombek, 2000) [Ci4].

Sans entrer ici dans les détails, qui seront publiéspar Mège et Reidel (en préparation), les déformationsprédites par le modèle structural sont 3 à 10 fois plusfortes que celles prédites par le modèle théorique(Figure 45). Cette différence est interprétée en termesd'épaississement de la lithosphère élastique avec letemps. Le modèle théorique de Banerdt et Golombek(2000) se base en effet sur une estimation de Te de100 km, en accord avec les données topographiqueset gravimétriques actuelles. Les wrinkle ridges se sontformées entre 3.1 Ga et 3.8 Ga, alors que le flux dechaleur était vraisemblablement plus élevé. Ainsil'épaisseur de la lithosphère élastique était plus faible,

engendrant une magnitude des déformations plusforte. La comparaison entre le modèle structural et lemodèle théorique aide ainsi peut-être à contraindrel'évolution temporelle du flux de chaleur.

Figure 45. Déformation élastique de la même région quecelle de la Figure 44 prédite par le modèle de support flexuralde la charge lithosphérique de Tharsis (Banerdt et Golombek,2000) pour une lithosphère élastique d'épaisseur moyenne100 km. L'alignement E-W des isocontours de déformationreprésente soit la vaste structure compressive de Claritas-Coprates (Figure 7). Dans ce cas l'alignement NE-SW dans lapartie E du graphique correspondrait à la même tendanceobservée sur la Figure 44. Il est possible, alternativement,que la géométrie d'ensemble E-W observée ici soit la mêmeque celle observée sur la Figure 44, mais que le modèlegéophysique prédit être plus au sud. En tout les cas lemodèle structural de la Figure 44 est plus détaillé que lemodèle géophysique.

Une étude de la déformation compressive globale des wrinkle ridges sur Mars, utilisant une base de donnéesexhaustive des wrinkle ridges recensées actuellement, est financée par le Programme national de planétologie etest également en cours (Mège et Anderson, en préparation).

Synthèse : champs d'application de la méthode développée

La méthode d'étude du raccourcissement développée ici a de nombreuses applications.

La complexité géométrique des déformations n'est pas en soi une limite car la complexité est une notiond'échelle. Les vastes chevauchements des Rocheuses canadiennes (Elliott, 1976), comme ceux des rides deYakima, illustrent bien que des structures dont le détail cartographique révèle une grande complexité se prêtent

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très bien à la loi longueur – déplacement, et de là, à l'analyse de la magnitude de la déformation développée ci-dessus. La difficulté provient plutôt de la hiérarchisation des plans de failles à l'échelle où ils sont observés.

Il faut pouvoir identifier les plans majeurs, dont dépend le déplacement le long de plans secondaires qui ysont mécaniquement liés. Il est en effet possible que ces plans secondaires n'aient pas à être pris en comptedans le calcul de la déformation. L'existence de plans de décollement généralisés doit aussi être prise en compte.Si toute la région d'étude est au-dessus d'un même décollement, on peut s'intéresser à la déformation au-dessusde ce plan sans tenir compte de son existence. Si par contre il se situe dans la région d'étude, on passe del'échelle locale à l'échelle régionale et ce plan de décollement accommodera peut-être un déplacement tellementgrand par rapport aux déformations qui se sont produites au-dessus que celles-ci peuvent apparaîtrenégligeables. Qui plus est, les déformations se produisant au-dessus du plan peuvent n'être que l'accommodationen surface du déplacement se produisant en profondeur. Dans ce cas, elles n'ont pas à être prises en comptedans une étude du raccourcissement régional. Il est donc possible que la relation longueur – déplacement auseul plan de décollement soit mécaniquement justifiée pour l'étude de la quantité de déformation régionale. C'estau cas par cas que l'analyse doit être menée.

C'est cependant pour les autres planètes que cette méthode est la plus puissante en raison de la géométrieplutôt simple des déformations, de l'absence d'une tectonique superposée dans la plupart des cas, et aussi parcequ'il faut bien trouver un moyen d'investigation adapté aux données dont on dispose. Les déformations de typewrinkle ridge sont communes à Mercure, Vénus, la Lune et Mars, et d'autres structures compressives existent quipeuvent être analysées de la même façon (e. g., Watters, 1993, Watters et al., 1998). La tectonique extensivesur ces planètes peut aussi s'analyser de cette façon car elle se manifeste habituellement par des fossésclairement individualisés.

Les tesserae vénusiennes sont des terrains dont l'intensité et l'enchevêtrement des déformation rend cetteméthode inapplicable. Le problèmes de l'extension sur certains satellites de glace provient de la faible épaisseurde la couche cassante en surface. En effet, les relations décrites entre longueur et déplacement supposent qu'enextension e le bas de la fracture n'atteint pas un niveau de contraste rhéologique majeur, notamment unecouche ductile. Si c'est le cas, on passe d'une propagation en mode mixte II-III à une propagation en mode IIIdominant, ce qui induit un freinage du déplacement vertical. La longueur de la faille va s'accroître plusrapidement que le déplacement vertical ne peut le faire, faussant ainsi la loi d'échelle.

Conclusion

1. Apports de ce travail dans la connaissance de la tectonique et de la miseen place des trapps

De nombreux chantiers ont été poursuivis ou ouverts durant les 4 années d'activité à l'UPMC, abordant unevariété d'échelles d'observations et de problématiques relative à la tectonique des points chauds.

Loin d'être disparate, la combinaison des études terrestres et planétologiques montre ainsi qu'au-delà dudébat rifting passif/rifting actif, les points chauds lors de la mise en place des trapps sont des acteurs volcano-structuraux à part entière, qu'il y ait ou non tectonique de plaques (Figure 46). L'apport de la planétologie estfondamental pour comprendre la signature d'un point chaud à l'échelle régionale comme à l'échelle desprocessus locaux :

A l'échelle régionale a été examiné le style tectonique que tend à imprimer le point chaud. Lacontribution de la planétologie provient de l'absence d'une tectonique de plaques sur les autres corpsplanétaires.

A l'échelle locale, la planétologie permet d'entrevoir à quoi ressemble un paysage de trapps, et ainsi lesinterconnexions entre les processus volcano-tectoniques en profondeur et en surface. Cepaysage et ses implications sont inaccessible sur Terre en raison de la rapidité de mise en place des trappspar rapport au taux d'érosion. La contribution de la planétologie provient ici de la faible efficacité des agentsérosifs sur les autres planètes. A moins d'observer la mise en place de trapps sur Terre en direct,l'observation combinée terrestre et planétologique reste la meilleure approche pour appréhender lefonctionnement du système volcano-structural des trapps.

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Figure 46. Les points chauds comme agents tectoniques majeurs dans les croûtes planétaires : contribution de ce travail.

2. Apports méthodologiquestrois méthodologies ont été développées :

pour l'obtention de MNT à haute résolution sur Mars : la combinaison des 2 sources de donnéestopographiques principales, altimétrie laser et stéréoscopie, assure des MNT associant la précisionverticale et la stabilité de l'altimétrie laser et la résolution spatiale de l'imagerie

pour la quantification des déformations en 2D : une méthode basée sur les relations entrelongueur et déplacement sur les plans de faille ouvre de larges perspectives pour la quantification desdéformations des autres planètes, mais aussi dans certains cas des déformations terrestres

pour l'analyse de l'éruptivité des essaims de dykes : la question de l'alimentation des trapps pardes essaims de dykes n'est pas triviale et une étude préliminaire laisse penser que cette question peutêtre abordée par l'étude des populations de fractures éruptives.

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Troisième partie

Perspectives

La plupart des projets actuels ont des prolongements. Les données de la sonde Mars Global Surveyor,toujours en orbite, commencent juste d'être exploitées, et d'autres données seront obtenues dans un futurproche par d'autres missions, offrant des perspectives nouvelles pour comprendre les processus géologiques surcette planète et de là, sur Terre. L'étude des PIGs terrestres devra bien entendu être poursuivie.

La planétologie est pluridisciplinaire et se situe à l'avant-garde des technologies. Ces travaux seront doncmenés en équipe. Ils incluront des collègues français et étrangers et des étudiants de 3e cycle. De nombreusescollaborations ont déjà été nouées, et l'expérience dans la direction de projets de recherche m'est attestée par ladirection de 3 projets financés par le CNRS : INSU/ATI (qui vient de se terminer), INSU/Programme national deplanétologie, et INSU/Corne de l'Afrique (tous les deux en cours). Ces projets sont complétés par deux accordsde coopération inter-universitaire avec des organismes aux Etats-Unis (voir le 1er chapitre de ce rapport).

I. Projets de recherche

1. Acquisition de données planétologiques nouvellesTrois missions d'exploration emportent des instruments utiles pour la compréhension de la tectonique et du

volcanisme de Mars. Ici ne sont mentionnées que les expériences les plus proches de la thématique développéedans ce rapport. Plusieurs autres missions martiennes sont prévues à court terme à la suite de celles-ci,notamment par la NASA, mais leur instrumentation exacte et les dates de lancement ne sont pas encoredéfinitives.

Figure 47. Le véhicule Mars Odyssey (NASA/JPL) à larecherche d'un environnement martien clément.L'instrument THEMIS est visible immédiatement à droitedu panneau solaire du bas (Image NASA/JPL).

Rappel des données récentes en coursd'exploitation

Mission Mars Global Surveyor :

Données d'altimétrie laser MOLA : précision verticaleabsolue 30 m, relative 30 cm.

Imagerie MOC : imagerie dans le domaine visible,résolution spatiale ≤ 5 m/pixel

Mars Odyssey (NASA/JPL)

Lancement le 7 avril 2001Insertion en orbite prévue le 24 octobreDébut des opérations prévue en janvier 2002

L'objectif principal de Mars Odyssey (Figure 47) estd'identifier les sites qui ont pu être les plus propices audéveloppement éventuel de la vie. L'une desexpériences, THEMIS, consistera en une analysespectrale de la surface dans 15 longueurs d'onde, 5 dansle domaine visible du spectre électromagnétique et 10dans l'infrarouge thermique. La résolution spatiale serade 20 m. Il deviendra ainsi possible de déterminer lanature des roches en surface par l'analyse des bandesspectrales caractéristiques. Les roches d'originemagmatique pourront être distinguées des rochessédimentaires, ce qui marquera une étape majeure dansla compréhension de la géologie de la planète.

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Mars Express (ESA)

Lancement en juin 2003Insertion en orbite prévue en décembre 2003

Cette mission (Figure 48) comportera unecaméra stéréoscopique couleur, HRSC, qui a pourvocation de cartographier l'ensemble de la surfaceen 3D à 10 m de résolution. Elle est flanquée d'unecaméra noir et blanc à 2 m de résolution quifonctionnera sur commande et dont le couplageavec la caméra stéréoscopique assurera unelocalisation précise des scènes. Mon séjour post-doctoral en 1996 dans le laboratoire qui a conçucette caméra et les logiciels de traitements (DLR,Berlin) permettra de poursuivre des collaborationsutiles dans l'analyse et l'interprétation de cesdonnées.

L'instrument MARSIS est un radar sondeur quidétectera dans les longueurs d'ondes radio laprésence d'eau dans le sous-sol jusqu'à uneprofondeur de 5 km. Le rôle des intrusionsmagmatiques dans la canalisation de l'eau pourraainsi être étudiée et permettra d'affiner les modèlesde couplage entre tectonique et magmatisme.

Figure 48. Mars Express à la poursuite de Mars Odyssey(Image ESA).

NetLander (CNES/FMI/DLR/SSTC/JPL)

Lancement prévu en 2007

Cette mission comporte entre autres une série de 4 stations équipées d'un système géodésique, d'unsismomètre à très large bande et d'un magnétomètre, qui seront utilisés pour déterminer les variations de massevolumique, de vitesses sismiques et de conductivité électrique à l'intérieur de la planète. Ces donnéescontraindront le rayon et l'état, solide ou liquide, du noyau martien, de même que la localisation des transitionsde phase influant sur l'évolution des panaches mantelliques.

2. Continuation des travaux et nouveaux chantiers

Travaux en cours

Compression induite par des points chaudsLa formation des wrinkle ridges et des rides de Yakima par subsidence doit être modélisée pour confirmer ou

infirmer cette interprétation. La modélisation analogique est sans doute la plus à même de rendre compte del'évolution des déformations au cours de la subsidence et de leur état final. Une collaboration avec le Laboratoirede géologie de Clermont-Ferrand, ou encore celui de Rennes, sera mise en place à cette fin.

Etude de la magnitude de la déformation régionale et globale sur Mars et les autresplanètes

La magnitude des déformations compressives sur les planètes telluriques étant le plus souvent moins intensequ'aux limites de plaques sur Terre, la méthode d'étude structurale des wrinkle ridges développée par Mège etReidel [A8] peut être appliquée à différentes régions de Mars. Le bombement volcanique de Tharsis est l'endroità étudier en priorité (Figure 7), et à la suite l'ensemble de la planète peut être étudié de cette façon. Il s'agitd'un travail qui vient d'être financé par l'INSU/PNP, en collaboration avec R. S. Anderson (JPL). La quantificationde cette déformation pourra être comparée avec les modèles de support lithosphérique établis par corrélationentre topographie et anomalies de Bouguer, et par là contraindre l'épaisseur de la lithosphère élastique lorsqueles déformations se sont produites.

Le même type d'étude se justifie sur Vénus, où de nombreuse plaines volcaniques sont affectées par deswrinkle ridges. Suivant la même méthodologie, l'extension sur les autres planètes peut être quantifiée dans desrégions clefs, puisque la même loi d'échelle valable en compression est également valable en extension (Figure42).

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Etude de la déflation syn-trapp

Avec les données d'altimétrie disponiblesmaintenant il devient possible de quantifier le volumede roches volcaniques émis le long des zones de riftssur Mars par l'analyse des volumes des effondrementsvolcano-tectoniques. Ces volumes, qui pourront êtrecorrélés avec les données minéralogiques del'instrument MARSIS sur Mars Express, renseignerontsur le volume des intrusions et du magma sous-plaquénécessaire pour expliquer la topographie actuelle despoints chauds martiens.

L'étude de la déflation lors de la mise en place detrapps comporte une partie de terrain. Le volcanismede trapp est extrêmement rapide (105 à 2.106 km3

émis en quelques centaines de milliers d'années, 2millions au plus) et devrait s'accompagner dephénomènes de subsidence également rapide liés auxtransferts de magma vers la surface. De vastesbassins devraient se former au-dessus des chambreset réservoirs magmatiques ayant alimenté les laves.

Une telle subsidence, qui est celle interprétée sur Marsdans les chaînes de dépressions volcano-tectoniqueset les chasmata, s'est peut-être produite dans lebassin de Clarkston-Lewiston à la frontière de l'Idahoet de l'Etat de Washington lorsque les trapps de larivière Columbia se sont mis en place (17-15.6 Ma). Ilest donc nécessaire de mener un travail de terraindétaillé dans cette région pour déterminer lesmodalités de la subsidence du bassin de Clarkston-Lewiston, et les comparer avec la chronologie desbasaltes. Les trapps de la rivière Columbia sont connusen très grand détail, en partie pour des raisonshistoriques (site nucléaire de l'après-guerre froide) eten partie en raison de leur intérêt reconnu depuislongtemps pour la planétologie. Il s'agit donc d'unerégion exceptionnellement adaptée à ce type detravail. Il pourrait être financé conjointement par lePacific Northwest National Laboratory (Richland, WA)et l'UPMC, en collaboration avec Steve Reidel (PNNL).

Dyking dans la PIG éthiopienne

Le projet éthiopien continuera et justifiera qu'un étudiant en thèse s'y consacre. Les essaims de dykes sonttrès nombreux en Ethiopie, en Erythrée et au Yémen mais demeurent mal connus malgré leur potentiel pour lesreconstructions paléotectoniques. L'inventaire total des essaims et des dykes qui les constituent doit êtreentrepris, et sans doute la majeure partie des datations de dykes publiées doit être revue car trop anciennes(K/Ar). Les centres d'injection restent à déterminer, de même que les types de réservoirs géochimiques. Descartes de paléocontraintes doivent être produites à terme, et renseigneront de façon claire sur la géodynamiquede la région depuis l'impact du point chaud.

Lois de distribution des longueurs pour des dykes et implications pour l'éruptivité desdykes

La distribution en puissance des longueurs pourdes populations de fractures est bien comprise pourles fractures sans magma, mais pour des dykes ilapparaît que la seule étude détaillée soit cellereportée ici [S2]. Les premiers résultats montrentque les dykes suivent effectivement une loi enpuissance, mais suggèrent aussi des subtilités dansla distribution qui ont été interprétées en terme dedykes éruptifs et non éruptifs. L'influence de la miseen place des dykes sur la loi d'échelle semble aussiapparaître dans la distribution. Ces résultats neconcernent cependant qu'une seule population dedykes, et il doit être confirmé par d'autres étudesdans d'autres régions. Une fracture de dyke ne sepropage pas, en effet, comme une fracture "vide".

Le taux d'approvisionnement en magma détermine ladistance de propagation, l'équilibrage de la densité dumagma avec la densité de la roche encaissantedétermine en partie la direction de l'écoulement et doncla propagation de la fracture, et habituellement unepopulation de dykes n'est pas constituée de fractures quise lient mécaniquement (contrairement aux segmentsd'un même dyke) au fur et à mesure que la dilatationcrustale se fait. Pour ces raisons, l'accord observé entrela distribution des longueurs de dykes et une loi depuissance reste à expliciter, et ses variations de détaildoit être étudiée minutieusement à partir de nombreuxjeux de données pour pouvoir être interprétée de façoncertaine.

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Nouveaux chantiers

Mars et l'AfarLe nombre de géologues statutaires travaillant régulièrement en tectonique et en volcanisme planétaires est

de l'ordre de 10 dans le monde. Il existe donc de nombreux chantiers inexplorés. De façon étonnante, un sujetautour duquel de nombreux chercheurs ont tourné ces dernières années sans avoir fait le pas décisif est celui dela comparaison de la tectonique de rift sur Terre et sur les autres planètes à la lumière des progrès récentseffectués dans la connaissance des rifts volcaniques terrestres. Il existe des ressemblances frappantes entre lesrifts de la région de Tempe Fossae, sur Mars et l'Afar [S1] qui doivent être approfondies pour en tirer lesconséquences pour Mars. Un tel travail pourrait être entrepris en collaboration avec Isabelle Manighetti (IPGP).

Autres chantiers

Les autres chantiers qui pourraient être ouverts comprennent l'étude des calderas des grands volcansmartiens, en collaboration avec Tim Druitt (Univ. Blaise-Pascal, Clermont-Ferrand) dans le cadre d'un sujet dethèse, l'étude de la tectonique extensive du plateau abyssin en relation avec sa charge volcanique, encollaboration avec Andrea Borgia (actuellement à l'Univ. Blaise-Pascal), et l'étude morphostructurale du systèmede canyons de Valles Marineris sur Mars, avec les nouvelles données d'altimétrie MOLA et l'imagerie hauterésolution qui sera acquise par la sonde Mars Express.

II. Projet pédagogiqueIl apparaît avec les nouvelles données des sondes d'exploration du système solaire qu'une nouvelle réflexion

sur les mécanismes et processus géologiques terrestres. La géologie n'est plus une science de la Terre, mais unescience des planètes, et la tectonique des plaques et ses conséquences ne constituent que l'une des formes queprend la géologie à un moment dans un système solaire donné.

Une question simple illustre les questions que pose la planétologie actuellement : qu'est-ce qu'un rift ? Est-ceuniquement possible dans un contexte de plaques mobiles avec recyclage de croûte pour compenserl'ouverture ? A partir de quelles dimensions un graben devient-il un rift, doit-il être lithosphérique ? Que faire si lanotion de lithosphère est caduque, ou si la croûte est constituée de glace uniquement ?

Un planétologue peut se faire son idée à ce sujet, mais l'ensemble de la communauté des sciences de laTerre, étudiants et enseignants, et a fortiori les élèves plus jeunes, n'est pas armée de la même façon.

Lorsque cela est possible, il est donc dans mes préoccupations de montrer dans mes enseignements ayanttrait à des processus terrestres, quels sont les analogues extraterrestres, et quelles informations supplémentairesles autres planètes apportent à la compréhension du phénomène.

Afin de faire partager ces réflexions à la communauté intéressée, j'envisage d'écrire un livre sur ce sujet àl'usage des étudiants tous cycles confondus, en visant en particulier la filière des Sciences naturelles en raison durôle éducatif qu'auront ces étudiants lorsqu'ils seront en poste. Ce livre serait également destiné enseignantsdans les collèges, lycées et universités qui ont en charge l'enseignement des rudiments de planétologie. Ce livrepasserait en revue de nombreux thèmes de la géologie classique et montrerait comment chaque planète ousatellite s'est accommodé de la question. Certains de ces thèmes pourraient être :

La tectonique des plaques

[pourquoi sur Terre et pas ailleurs]

La circulation dans le manteau

[ce que l'on sait du manteau des autres planètes]

Les points chauds

[existe-t-il un type unique de point chaud]

La cratérisation d'impact

[l'évolution commune des planètes du système solaire]

La tectonique d'impact comme processus géologique

[les météorites comme intervenants majeurs dans le façonnement morphostructural du système solaire]

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L'interprétation des anomalies magnétiques

[anomalies terrestres, anomalies martiennes]

Les rifts

[qu'est-ce qu'un rift]

Les océans

[qu'est-ce qu'un océan, une tectonique de plaques est-elle nécessaire ?]

Le volcanisme et la gravité

[comment la gravité d'une planète influe sur le volume, la nature et la morphologie du volcanisme]

Le cycle hydrologique

[les cycles terrestres et martiens, les satellites de glace]

Les cycles sédimentaires

[les différences entre les cycles des différentes planètes]

Les conditions géologiques du développement de la vie

[les niches écologiques possibles]

Les processus géomorphologiques dominants

[rôles de l'eau, du vent et des micrométéorites dans la morphogenèse des corps planétaire]