Les terrains chaotiques

N

10 km

Mesa

Mesa

Mesa

F

ra

ct_ure

Fra

cture

FIGURE 5.4. Extrait d’une image HRSC (H3180_0000) représentant un terrains chao-

tique d’Hydraotes Chaos (localisation, Fig. 5.1). Ces terrains sont constitués d’une al- ternance de mesas et de fractures.

La plupart des terrains chaotiques sont localisés soit dans des cratères ou dans des dépressions. Ils sont constitués d’une succession de blocs (ou mesas) séparés par des fractures pouvant avoir des profondeurs variables, entre 1 km pour cer- taines fractures dans Hydraotes Chaos et quelque centaines de mètres dans les

cratères (Fig. 5.4). L’étude des FFCs par Sato et al. (2010) montrent que la pro- fondeur actuelle est bien plus importante que la profondeur initiale des cratères d’impacts. En effet, Sato et al. (2010) montrent que les fractures se propagent profondément dans le substratum, dépassant la profondeur initiale du cratère. Ces fractures n’affectent donc pas uniquement les dépôts remplissant le cratère mais également le substratum sur lequel repose le cratère d’impact (Fig. 5.5).

Diamètre Diamètre

Phyllosilicates

FIGURE 5.5. Schéma représentant les différentes profondeurs initiales et actuelles entre

un FFC et un non-FFC (qui ne présente pas de terrains chaotique).D0est la profondeur

initiale,E_best l’altitude moyenne environnantes,E_f est l’élévation moyenne des mesas etDdest l’épaisseur de phyllosilicates (d’après Sato et al. (2010), modifiée).

Selon Sato et al. (2010), les étapes de formation des terrains chaotiques sont : 1. Formation de la cavité par un impact avec un remplissage de dépôts éoliens. Certains cratères attestent de la présence d’un lac (e.g., Cabrol et Grin 1999, Craddock et Howard 2002) permettant ainsi le dépôt de sédiments pouvant être des sables, des silts et des argiles. Puis durant le début de l’Hespérien, le climat est devenu plus froid et sec entraînant la congélation de l’eau interstielle dans les sédiments.

2. A la suite d’un réchauffement climatique, la roche gelée en profondeur se met à fondre, et par apport de différentes sources, le volume d’eau de sub- surface augmente, confiné sous la couche de glace. Ainsi, l’eau se met à circuler sous la couche de glace.

3. La couche de sédiment fondue peut alors se compacter. La couche gelée de sédiments superficiels forme alors un drain imperméable, à la base de laquelle s’accumule l’eau. Ceci induit un phénomène connu en sédimento- logie que l’on appelle la "sous-compaction". La poussée d’Archimède de la couche de fluide qui s’est accumulée sous le sol gelé, entraîne une aug- mentation de la surpression hydrodynamique. Cette augmentation finit par conduire à la fracturation du sol gelé.

4. Cette fraturation peut éventuellement conduire au jaillissement catastro- phique d’une partie importante du fluide en surpression.

5.2. Structures et minéralogie liées à la convection d’argiles 157

5. Tout cet enchaînement abouti à la formation et à l’élargissement d’un réseau de fractures, entre lesquelles vont se former les mesas. Finalement, par l’ensemble des phénomènes de subsidence et d’altération, ces fractures vont s’agrandir.

La surpression hydrodynamique, liée à la sous-compaction, n’atteint une am- plitude suffisante pour fracturer un sol induré, que si la compaction en profondeur agit sur une couche de plusieurs kilomètres. Encore, faudrait il que le sédiment soit ductile, ce qui requiert un matériau dont la rhéologie est très particulière. Par exemple, la compaction par pression-dissolution d’un grès requiert une tempé- rature d’une centaine de degré celsius, ce qui n’est pas réaliste. Pour les roches basaltiques grenues, celle-ci n’a lieu qu’à une température plus importante (e.g., Rutter 1983). Ormis les carbonates, qui semble être absent de la surface de Mars, seul les argiles témoignent d’une rhéologie plastique aux températures de Mars. En conséquence, le modèle de Sato et al. (2010), ne devient réaliste que si on invoque une rhéologie très particulière pour la couche de sédiments remplissant les cratères et les dépressions.

Dans notre modèle, le point de départ est le même : c’est à dire une cavité remplie par des sédiments éoliens et/ou lacustres, qui subissent par la suite une altération in situ (cf. paragraphe 1.4.2.1). Il se peut également que le dépôt se fasse directement avec des argiles. Par la suite, les variations du climat permettent de geler l’ensemble. Dans le paragraphe 5.3, nous étudions toutes les conditions requisent pour la mise en place de la convection.

N

20 km

b

a

FIGURE 5.6. Extrait d’une mosaïque THEMIS thermique de jour (*-30_90). Sur cette

image, on peut voir deux cratères dont un est totalement rempli par ce qui ressemble à de lave (cratère a) alors que le deuxième présente des terrains chaotiques (cratère b).

Dans la région de Mawrth Vallis, Loizeau et al. (2007; 2010) ont observé que certaines unités riches en phyllosilicates sont recouvertes par une couche de ba- salte. Il n’est pas impossible que certains cratères, en plus de leur remplissage

d’argiles, aient été recouverts par une coulée basaltique (Fig. 5.6a). Sur cette fi-

gure, on voit deux cratères (a et b) dont les bordures sont peu visibles, et qui sont

de toute évidence recouverts par un matériau homogène. Le cratère a étant en-

touré de plusieurs FFCs, il est tout à fait probable qu’il ait été rempli au préalable par des argiles.

Ainsi, l’hypothèse de départ du modèle est de considérer que tout les cra- tères et les dépressions qui présentent quelques terrains chaotiques, sont remplis par des phyllosilicates et que certains d’entre eux sont en plus, éventuellement, recouverts par une couche de basalte.

5.3

DYNAMIQUE DES COUVERTURES DE SURFACE DES

CRATÈRES ET DES DÉPRESSIONS

5.3.1

Paramètres généraux de la convection à l’état solide et de la com-

paction

Dans ce paragraphe, nous allons étudié les caractéristiques générales de la convection et de la compaction dans une couche de dépôts des cratères et des dépressions de Mars. En particulier, ces dépôts sont constitués d’un mélange de glace, d’eau libre, de sulfates et d’argiles. La convection dans une couche vis- queuse uniformément chauffée par le dessous est possible si son nombre de Ray-

leigh (Ra) est supérieur au nombre de Rayleigh critique (Rac) :

1. Rac ∼1200 lorsque la surface est libre (directement au contact avec l’at-

mosphère),

2. Rac ∼ 1700 lorsque cette couche se situe sous un matériau indéformable

(Turcotte et Schubert 2002). Le nombre de Rayleigh est :

Ra= αρg∆TH

3

κµ (5.1)

où α, ρ, κ, µ sont, respectivement l’expansion thermique, la densité, la diffusivité

thermique et la viscosité du matériau étudié. g, ∆T et H représentent respecti-

vement, la gravité martienne, la différence de température entre le haut le bas de la couche convective et l’épaisseur du sédiment (Mckenzie et al. 1974). Le para- mètre crucial du nombre de Rayleigh dans notre étude concerne la détermination du niveau de viscosité de la couche.

Les dépôts sédimentaires contiennent de l’eau, libre de circuler en joint de grains. Le sédiment étant déformable, le contraste de densité entre l’eau libre et le sédiment conduit celui-ci à s’affaisser sous son propre poids et à évacuer l’eau libre vers la surface. Ce processus est appelé processus de compaction et dépend