d’un BSR
L’un des int´erˆets du BSR est la possibilit´e de calculer un flux de chaleur grˆace `a celui-ci. Ce raisonnement est bas´e sur l’hypoth`ese d’un BSR mat´erialisant la limite de la zone de stabilit´e des hydrates de m´ethane dans les s´ediments. La profondeur du BSR donne une indication sur la temp´erature in-situ et permet d’en d´eduire le flux de chaleur local (Shipley et al., 1979; Yamano et al., 1982), moyennant quelques hypoth`eses sur les param`etres du milieu. Ce type de d´etermination du flux de chaleur a aujourd’hui ´et´e largement utilis´e : sur les prismes d’accr´etion de la Barbade (Fisher and Hounslow, 1990), des Cascades (Davis et al., 1990; Hyndman et al., 1993), de Makran (Minshull and White, 1989) et de Nankai (e.g. Ashi and Taira, 1993), mais aussi dans d’autres contextes tectoniques, comme les rides de Blake, le glissement de Storegga ou le rift du Lac Baikal (Golmshtok et al., 2000). La profondeur du BSR, qui peut ˆetre mise en relation avec la pression, permet de retrouver sur le diagramme P-T (figure 5.1) la temp´erature au niveau du BSR. Connaissant cette temp´erature, il est possible de d´eterminer le flux de chaleur en faisant l’approximation suivante (Yamano et al., 1982; Hyndman et al., 1992) :
φ= kTBSR(zBSR)− TSurf
dBSR , (5.1)
avec k conductivit´e thermique des s´ediments, TBSRla temp´erature au niveau du BSR, d´eduite de sa profondeur totale zBSR sur le diagramme pression-temp´erature de dissociation des hydrates,
BSR à faible amplitude BSR à forte amplitude Echappement de gaz Faille de Kod aiba Mont Daiti Tenryu Contact plat (flat spot) BSR et double BSR BSR et double BSR
Fig. 5.2 – En haut : vue en 3D du BSR sur le bassin de pente. En bas `a gauche, poche de gaz sous le BSR, dans le corps s´edimentaire entre les deux discordances quaternaires. Le double BSR est observable de part et d’autre de ce corps, mais pas `a l’int´erieur, o`u il est remplac´e par la poche de gaz. En bas `a droite, double BSR dans le Plioc`ene.
500
1000
10000 15000 20000 25000 30000
BSR (obs.) BSR (theo.)
Fig. 5.3 – Haut : Profil Y=5700 m, ´echelles en m. Le BSR est bien visible sous la surface. Il disparaˆıt autour de la faille de Kodaiba, puis r´eaparaˆıt pr`es de la pente. Bas : comparaison entre la profondeur du BSR observ´ee et sa profondeur th´eorique pour un flux de chaleur de 50 mW.m−2. Le BSR est `a sa profondeur th´eorique au-dessus du bassin d’avant-arc, mais est syst´ematiquement au-dessus de sa position th´eorique entre Kodaiba et le haut de la pente, ce qui indique un flux de chaleur plus ´elev´e `a cet endroit.
TSurf la temp´erature de l’eau `a la surface du s´ediment et dBSR la profondeur du BSR sous la surface. Hyndman et al. (1992) ont relev´e les diff´erents param`etres n´ecessaires au calcul et ont not´e les incertitudes sur ceux-ci.
Conductivit´e thermique Hyndman et al. (1992) indiquent que l’estimation de la conduc-tivit´e thermique est une source importante d’erreurs, car celle-ci est tr`es variable d’un site `a l’autre. Des mesures de conductivit´e sur des ´echantillons de forages voisins sont la meilleure source possible de donn´ees pour ce param`etre. Grevemeyer and Villinger (2001) ont montr´e que la pr´esence d’hydrates de m´ethane, faible conducteur de chaleur, n’a pratiquement aucun effet sur la conductivit´e thermique de la roche, et que la conductivit´e des s´ediments peut ˆetre approxim´ee `
a une conductivit´e moyenne sur la tranche de s´ediments. La conductivit´e thermique utilis´ee ici est une loi fonction de la vitesse des ondes P k (W.m−1K−1) =−0.4493 + 9.644.10−4VP(m.s−1), d´eduite de mesures du leg ODP 190 (Ashi, communication personnelle et Pribnow et al., 2000), malheureusement lointain et dans les s´ediments de la fosse (voir figure 90). La vitesse utilis´ee ici est la vitesse d´etermin´ee par analyse de vitesse tandis que la loi est d´eduite de vitesses mesur´ees lors du forage. Il subsiste donc une incertitude sur ce param`etre.
Temp´erature au niveau du BSR La temp´erature au niveau du BSR est obtenue en estimant la pression de la solution contenant le m´ethane `a la profondeur du BSR et en la reportant sur un diagramme Pression-Temp´erature. Si plusieurs auteurs utilisent une valeur de pression lithostatique (Golmshtok et al., 2000; Berndt et al., 2002), Hyndman et al. (1992) indiquent que la pression `a prendre en compte pour ce calcul est la pression hydrostatique et non lithostatique, puisqu’`a ces profondeurs il est encore rare d’observer des surpressions dans les phases fluides. De plus, la temp´erature observ´ee au niveau du BSR dans le forage MITI donne un point de r´ef´erence proche de la courbe de dissociation en condition hydrostatique. La temp´erature est estim´ee par une loi statistique issue de diff´erentes mesures de condition de dissociation des hydrates (voir par exemple Sloan, 1998; Bakker, 1998). Les mesures sont toutefois diff´erentes selon les conditions dans lesquelles elles sont r´ealis´ees. Lors d’un forage r´ealis´e non loin de la boˆıte (forage MITI, voir localisation figure 3.24), la chlorinit´e moyenne de l’eau des pores a ´et´e mesur´ee (Matsumoto et al., 2001; Tomaru et al., 2001) et est proche de celle de l’eau de mer (environ 550 mMol.L−1), sauf dans les bancs sablonneux contenant des hydrates de m´ethane en grande quantit´e, o`u elle est beaucoup plus faible (100 `a 200 mMol.L−1). Plusieurs auteurs (e. g. Hyndman et al., 1992; Dickens and Quinby-Hunt, 1994) ont not´e que la salinit´e de l’eau obtenue par dissociation des hydrates est beaucoup plus faible que celle de l’eau de mer, mˆeme si ces hydrates se sont form´es dans des conditions de salinit´e voisines de l’eau de mer. Il existe aujourd’hui plusieurs s´eries de mesures r´ealis´ees par diff´erents auteurs (e. g. Dholabhai et al., 1991; Dickens and Quinby-Hunt, 1994) tenant compte de la salinit´e de l’eau dans les hydrates. Grevemeyer and Villinger (2001) indiquent d’ailleurs que la courbe de dissociation des hydrates doit ˆetre calcul´ee de pr´ef´erence `a partir de mesures en eau de mer, malgr´e la faible chlorinit´e des zones `a hydrate. Cette suggestion est pertinente dans notre cas compte tenu de la composition de l’eau des pores. Les mesures de composition des hydrocarbures disponibles dans la zone (Gamo et al., 1992) indiquent que le rapport CH4/C2H6 est tr`es ´elev´e (>100), les hydrocarbures pr´esents sont donc en quasi-totalit´e compos´es de m´ethane. Les donn´ees utilis´ees pour le calcul de la courbe sont donc issues des mesures r´ealis´ees dans des conditions exp´erimentales voisines pour la composition de la phase gazeuse et ajust´ees `a la temp´erature au forage. La gamme de pression des donn´ees exp´erimentales en conditions de salinit´e marine ´etant limit´ee, la pente utilis´ee au-del`a de 10 MPa est celle des hydrates en eau pure (Roberts et al., 1940; Deaton and Frost, 1946; Kobayashi and Katz, 1949; MacLeod and Campbell, 1961; Marshall et al., 1964;
Jhaveri and Robinson, 1965; Galloway et al., 1970; Verma et al., 1974; de Roo et al., 1983; Thakore and Holder, 1987; Adasasmito et al., 1991; Dickens and Quinby-Hunt, 1994; Dyadin and Aladko, 1996), qui est parall`ele `a la courbe des mesures en eau de mer pour le domaine o`u les deux s´eries de mesures sont disponibles. Au final, la courbe obtenue est pr´esent´ee dans la figure 5.4. Pour calibrer celle-ci, la courbe est compar´ee `a la mesure de temp´erature r´ealis´ee au niveau du BSR dans le forage MITI. La temp´erature au niveau du BSR, mesur´ee lors du forage, est de 14,0◦C (Takahashi et al., 2001), `a une profondeur de 1240 m (290 mbsf), soit une pression de 12,67 MPa, ce qui est proche de la courbe correspondant `a la stabilit´e en eau de mer. La loi de temp´erature de dissociation des hydrates retenue dans la zone ´etudi´ee est donc la suivante :
T(K) = 9.4767× log P (MP a) + 263.45 (P < 10.0971 MP a),
T(K) = 7.9068× log P (MP a) + 267.08 (P > 10.0971 MP a). (5.2) Cette loi est statistiquement tr`es fiable par rapport aux mesures exp´erimentales (r2=0.9961), et est calibr´ee au puits.
Temp´erature au fond de l’eau Cette temp´erature varie en fonction de la saison et du lieu et doit ˆetre prise en compte de mani`ere pr´ecise dans le calcul (Grevemeyer and Villinger, 2001). Hyndman et al. (1992) ne discutent pas de l’importance de l’estimation de cette temp´erature, malgr´e son extr`eme variabilit´e : 3 `a 4 ◦C de diff´erence entre 500 et 2500 m de profondeur, `a comparer avec les 1,1 ◦C entre les lois de changement de phase des hydrates selon la salinit´e (Dickens and Quinby-Hunt, 1994). La loi utilis´ee ici provient de donn´ees oc´eanographiques du centre de donn´ees oc´eanographiques du Japon, et correspond `a la moyenne annuelle. La tem-p´erature relev´ee au fond de l’eau lors du forage MITI-Nankai (3◦C `a 950 m) est de l’ordre de celle pr´evue `a cette profondeur par les mˆemes donn´ees oc´eanographiques (3,2◦C `a 950 m en novembre-d´ecembre, p´eriode du forage).