Marges Divergentes
17- Marges Divergentes
Les marges divergentes sont à associer au processus de l'expansion océanique produit à partir des dorsales médianes. Morphologiquement, une marge continentale est composée par différentes unités. En s'éloignant du centre d'expansion, nous pouvons identifier successivement :
a) La dorsale océanique ;
b) Le fond océanique ;
c) Le prisme sédimentaire ;
d) Le continent.
La dorsale océanique représente la partie sommitale des montagnes océaniques. Sa topographie peut être deux ou trois mille mètres plus haute que celle de la plaine abyssale adjacente.
Le fond océanique représente la zone d'étalement de la croûte océanique ("le tapis roulant" de C. Allegre, 1983). Il correspond à l'ensemble de la plaine abyssale, dont la profondeur augmente progressivement vers le glacis.
Figure 5.1- Les mesures du champ de gravité à partir des satellites permettent de reconstituer la bathymétrie des fonds océaniques. Sur cette carte, les régions de couleur marron indiquent une profondeur relativement faible du fond de la mer, alors que les régions profondes sont représentées en vert. La dorsale mid-Atlantique et les failles transformantes océaniques sont bien visibles. Les points chauds du Sud de l'Islande, des Açores et ceux de l'Atlantique Sud (Cameroun, Walvis, Rio Grande, etc.) sont également facilement repérés.
Le prisme sédimentaire représente l'accrétion continentale. Il est constitué par des sédiments terrigènes déposés pendant différents épisodes tectono-sédimentaires :
(1) "Valley-rift", où se développent les bassins de type rift,
(2) Proto-océan, qui marque le début de la marge divergente et
(3) Océanique, qui caractérise le développement de la marge divergente.
Le continent représente l'infrastructure de la marge, laquelle est en général constituée par des anciennes marges, plus ou moins déformées par des collisions et du métamorphisme et par des intrusions magmatiques.
A) Dorsale Océanique
La morphologie de la dorsale océanique varie d'un endroit à un autre. Elle peut être escarpée, comme la dorsale Mid-Atlantique, ou uniquement ondulée comme c'est le cas de dorsale Pacifique orientale. Perpendiculairement à l'axe de la dorsale, la topographie est grossièrement symétrique. La partie centrale est constituée par une fosse tectonique à partir de laquelle se fait la mise en place de croûte nouvelle.
Figure 5.2- Les morphologies du fond océanique et de la dorsale conditionnent la nature des sédiments qui se déposent. Si la croûte océanique reste au-dessus de la profondeur de compensation du carbonate de calcium (P.C.C.), la plupart des sédiments qui s'y déposent sont d'origine organique (vases organogènes). Dès que la croûte atteint des profondeurs plus grandes, seuls des débris détritiques tombent sur le fond (minces couches d'argiles abyssales). Au fur et à mesure que la croûte néo-formée refroidit, elle devient plus lourde et s'enfonce. Ceci produit une subsidence tectonique régionale qui associée à l'eustasie augmente l'espace disponible permettant le dépôt du prisme sédimentaire sur les marges des continents.
Figure 5.3- Avant la tectonique des plaques, les fractures océaniques étaient expliquées comme des failles transformantes continentales, c'est-à-dire une zone de discontinuité le long de laquelle les deux blocs glissaient l'un par rapport à l'autre. Ainsi, la dorsale océanique était déplacée avec les blocs. D'après la Tectonique des plaques, la croûte océanique nouvelle se formant de chaque coté de l'axe de la dorsale, celle-ci reste stationnaire pendant que chaque plaque lithosphérique s'éloigne de l'axe. Il n'y a de déplacement d'une plaque par rapport à l'autre qu'entre les deux dorsales. Ce nouveau type de faille appelée "transformante océanique" peut être limité entre: (i) Dorsale / Dorsale, (ii) Dorsale / Subduction et (iii) Subduction / Subduction.
Parallèlement à l'axe de la dorsale, la topographie change. La fosse tectonique centrale est déplacée par des failles à rejet horizontal. Ces failles sont connues sous le nom de failles transformantes. Elles se caractérisent par un déplacement latéral dont la direction est opposée à celle qu'on pourrait déduire du décalage topographique. En résumé on peut dire:
1- Les failles transformantes constituent une catégorie de failles tout-à-fait différente des failles classiques, c'est-à-dire des failles normales, inverses ou décrochantes.
2- Les failles transformantes délimitent des zones d'expansion océanique (fig. 5.4).
Figure 5.4- Les failles transformantes océaniques, et tout particulièrement celles illustrées sur cette carte (Romanche et St. Paul), sont localisées sous une tranche d'eau très importante. Les zones colorées en noir soulignent le continent. Les zones colorées en tons bleu foncé ont une profondeur d'eau plus grande que les zone colorées en bleu clair/blanc.
3- Le rejet horizontal, qui sépare les fosses tectoniques centrales de deux segments consécutifs de la dorsale est constant. Cependant, souvent, le rejet change en amplitude et en direction, d'un segment à un autre de la dorsale.
Figure 5.5- Les secteurs plus foncés correspond aux zones plus profondes. L'équidistance entre les courbes bathymétriques est de 500 m. La bathymétrie montre que les variations morphologiques le long de la faille transformante de la Romanche sont importantes. Elles atteignent 7.000 m. Le sommet est à -1000 m de profondeur, alors que la partie plus profonde est à plus de -7500. La morphologie des segments de la dorsale, entre deux failles transformantes, est décroissante à partir de l'axe. Elle s'explique par une compression induite par un changement du mouvement des plaques. Cette compression oblige la croûte néo-formée à se relever. Des dépressions se forment dès que la zone transformante entre en extension.
4- Les failles classiques (normales, inverses, décrochements) contrairement aux failles transformantes, correspondent à une déchirure du globe. Elles ont un rejet maximal qui s'amortit et s'annule vers ses extrémités.
5- La bathymétrie long d'une faille transformante montre de fortes variations. Des différences supérieures à 5000 mètres sont fréquentes (fig. 5.5).
6- La distribution du mécanisme focal des séismes (analyse des 1ère arrivées des ondes sismiques Vp), à l'intérieur de la fosse tectonique centrale, indique un mouvement d'extension.
7- Le long des failles transformantes, le mécanisme focal indique un mouvement de cisaillement (fig.5.6).
8- Le mouvement de cisaillement est limité aux segments entre deux fosses centrales.
9- Une faille transformante n'est active qu'entre deux fosses tectoniques centrales.
10- A l'extérieur des fosses centrales, la direction de mouvement est parallèle à la direction des transformantes. Cependant, le sens du mouvement est opposé de part et d'autre de la faille transformante.
Figure 5.6- La distribution des séismes dans les zones de fracture de St. Paul, Romanche et Chaîne montre que l'activité sismique est limitée aux dorsales et aux failles transformantes. Cependant, cette activité, dans les failles transformantes, est très inégale. Elle est extrêmement forte dans le secteur actif des failles, celui qui est limité entre deux fosses centrales de la dorsale et très faible, voire souvent inexistante, dans les secteurs sans mouvement relatif. L'analyse du mécanisme focal des séismes indique un régime tectonique cisaillant dans la partie active et un régime extensif dans les fosses centrales. Le plus souvent, les séismes très éloignés de la dorsale indiquent un régime compressif.
Différentes familles de failles transformantes peuvent être considérées:
a) Dorsale - Dorsale
Comme par exemple celles qui décalent la dorsale mid-Atlantique. Ex: St. Paul, Romanche, Chaîne, ( fig. 5.4) etc.
b) Dorsale - Subduction
La faille de Denai, qui fait la la jonction entre la fosse des Aléoutiènnes (Alaska) et la dorsale de Juan de Fuca (plaque de la Gorda), est une exemple de cette famille de transformantes.
c) Subduction - Subduction
Ces transformantes, comme toutes les autres, décalent les fosses océaniques. Certains auteurs les appellent failles "fosses-fosses". La faille des îles Fidji en est un exemple typique.
B) Le Fond Océanique
Le fond océanique constitue le plancher des océans (fig. 5.7) :
- Il est continuellement recyclé;
- Il se forme au niveau des dorsales ;
- Il dérive de part et d'autre des dorsales ;
- Il s'engloutit dans le manteau sous des fosses océaniques ;
- Comme pour la dorsale mid-océanique, sa morphologie est fonction du processus de la contraction thermique de la lithosphère océanique ;
- Le flux de chaleur (cal/cm^2) diminuant avec la distance à la dorsale, provoque une contraction thermique (VT) qui explique la topographie décroissante du fond océanique au fur et à mesure qu'on s'éloigne de la dorsale ;
Figure 5.7- Sur les données sismiques, les sédiments profonds de la plaine abyssale sont caractérisés par une géométrie parallèle. Ils reposent par des biseaux d'aggradation sur la croûte océanique nouvelle. Le sommet de celle-ci est caractérisée par une morphologie ondulée avec des nombreuses diffractions associées (ceci est particulièrement vrai sur les données sismiques non-migrées). Les rides océaniques correspondent aux points structuralement hauts de l'interface - croûte océanique / sédiments.
- Les variations topographiques, induites par la contraction thermique, ne sont importantes que pendant les premiers 50My ;
- Après 70My de leur mise en place, l'état thermique de la lithosphère reste à peu près constant ;
- Les caractéristiques topographiques liées à l'état thermique de la croûte océanique, ainsi que la vitesse relative des plaques lithosphériques, sont les principaux facteurs qui déterminent la morphologie de la dorsale et du fond océanique ;
- Quand la vitesse d'une plaque lithosphérique est, relativement, importante, la dorsale et le fond océanique ont un relief assez marqué ;
- Quand la vitesse de l'expansion océanique est faible, la contraction thermique est plus marquée et la topographie de la dorsale est beaucoup moins accentuée, Ce qui est utilisé par certains géoscientistes pour expliquer les grands changements du niveau marin (cycles eustatiques de 1e ordre dont la durée est supérieure à 50 My).
Figure 5.8- Cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Atlantique Nord illustre les sédiments abyssaux, à géométrie parallèle, et l'interface entre ces sédiments et la croûte océanique. Bien que la croûte océanique ne montre pas beaucoup de reflétions, il est possible de voir à environ 11 - 12 secondes de profondeur temps un marqueur, plus au moins continu, que plusieurs géoscientistes associent à la discontinuité de Mohorovicic. Ce marqueur (Moho), comme d'ailleurs le sommet de la croûte océanique sont déplacées verticalement. Ce déplacement est connu comme la zone de fracture de Black Spur.
-Pendant les périodes d'expansion océanique rapide (grande vitesse relative des plaques) les topographies croissantes de la dorsale et du fond océanique diminuent le volume des bassins océaniques. Cette diminution produit une montée du niveau marin (montée eustatique) ;
- Pendant les périodes d'expansion océanique lente, la faible topographie, induite par la contraction thermique, augmente le volume des bassins océaniques, ce qui produit une descente du niveau marin.
Les morphologies du fond océanique et de la dorsale conditionnent la nature des sédiments qui s'y déposent (fig. 5.2). Tant que la croûte océanique reste au-dessus de la profondeur de compensation du carbonate de calcium (P.C.C.), la plupart des sédiments qui s'y déposent sont d'origine organique (vases organogènes). Dès que la croûte atteint des profondeurs plus grandes, seuls des débris détritiques tombent sur le fond (minces couches d'argiles abyssales). L'approfondissement brutal de la P.C.C. dans les régions équatoriales produit souvent une couche organogène sur les argiles abyssales.
Plusieurs hypothèses ont été émises pour expliquer le mécanisme de l'expansion océanique (fig. 5.9) :
A) Poussée aux dorsales
Le moteur est aux niveau des dorsales.
Les dorsales s'écartent.
B) Entraînement par le manteau
Le moteur est au niveau de la plaque toute entière.
Elle est entraînée par des mouvements du manteau, en particulier par les mouvements de l'asthénosphère.
C) Traction par enfoncement des plaques
Le moteur est dans l'enfoncement des plaques.
Les plaques s'enfoncent dans les zones de subduction, lesquelles tirent les plaques.
D) Enfoncement par gravité
Le moteur réside dans la rigidité des plaques.
C'est leur densité qui cause leur enfoncement dans le manteau.
Dans toutes ces différentes hypothèses, le rôle des plaques est fondamental. Cependant, elles ne nient pas le rôle du manteau. Celui-ci fournit l'énergie thermique à partir de laquelle les cycles convectifs s'établissent, près de la surface, et affectent les plaques.
Figure 5.9- Plusieurs hypothèses ont été proposées pour expliquer le mécanisme de l'expansion océanique : (i) Poussées aux dorsale ;, (ii) entraînement par le manteau ; (iii) Traction par enfoncement des plaques ; (iv) Enfoncement par gravité, etc.. Cependant, aucun de ces mécanismes à lui seul peut expliquer toute la complexité de l'expansion océanique. Il est probable que plusieurs d'entre eux soient actifs en même temps.
C) Prisme Sédimentaire
Le prisme sédimentaire recouvre une partie de la lithosphère continentale, souvent affectée par des failles normales, et une partie de la lithosphère océanique néo-formée par l'expansion océanique. Il est composé par les sédiments déposés après la rupture de la lithosphère et surtout pendant l'expansion océanique. Son épaisseur peut dépasser 10 000 mètres, ce qui implique une forte subsidence que plusieurs modèles géologiques essaient d'expliquer.
Deux phases tectono-sédimentaires majeures sont à distinguer dans le prisme sédimentaire:
(a) La phase de rifting ou phase d'étirement, et
(b) La phase d'expansion océanique ou phase d'accrétion continentale.
La première phase (rifting) est celle pendant laquelle la croûte continentale est allongée. C'est pendant cette phase qui se forment les bassins de type rift. Elle termine avec la rupture de la lithosphère.
La phase d'expansion océanique ou d'accrétion continentale est liée à la séparation et éloignement des continents par l'expansion océanique. Dans cette phase, on peut encore considérer:
- Sous-phase proto-océanique,
pendant laquelle, il y a, souvent, mise en place de volcanisme subaérien (SDRs) et,
- Sous-phase océanique,
pendant laquelle, il y a mise en place de volcanisme océanique (croûte océanique).
A) Rupture Continentale
L'étude des rifts actuels (Rifts africains, Lac Baikal, etc.) a montre qu'en dehors du secteur central des fosses tectoniques, le flux thermique a des valeurs comparables à celui des régions cratoniques stables. Ceci implique qu'en dehors du secteur central, la lithosphère continentale ne se distend pas uniquement à cause de la chaleur.
Il est possible qu'une source de chaleur profonde diminue la densité de la zone manteau / croûte inférieure et induise un processus de soulèvement isostatique. Cependant, un tel soulèvement isostatique ne semble pas être suffisant pour expliquer le processus de distension observé dans les rifts. Ainsi, un amincissement de la lithosphère semble nécessaire.
La relation chaleur - étirement, cause ou effet, est à la base des différents modèles proposés pour la rupture continentale. Ces modèles peuvent se grouper en deux grandes familles:
(1) Celle où la distension de la lithosphère a le rôle principal ;
(2) Celle où la source de chaleur est à l'origine de la concentration des contraintes, autrement dit, c'est la chaleur qui produit l'étirement.
Le modèle illustré sur la fig. 5.10 est celui de Burchfield. Dans ce modèle, la rupture continentale se fait vers la fin de la sous-phase proto-océanique, c'est-à-dire, qu'avant la rupture de la lithosphère, les bassins de type rift et les sédiments proto-océaniques, qu'on trouve aujourd'hui très éloignés à la base des marges divergentes, constituaient d'un ensemble sédimentaire unique
Figure 5.10- L'évolution de la marge divergente d'une plaque lithosphérique peut se résumer en deux phases tectono-sédimentaires. Dans la phase de rifting, la partie supérieure de la croûte continentale est allongée par des failles normales listriques. Des demi-grabens (bassins de type-rift) se forment et sont remplis par des sédiments continentaux / lacustres. Cette phase se termine par la déchirure et la rupture de la lithosphère. Dans la phase d'expansion ou d'accrétion continentale, on peut considérer: (i) La sous-phase proto-océanique et la sous-phase océanique. Pendant la première se développent des environnements marins peu profonds et la continuation de l'expansion océanique permet le développement d'environnements profonds.
Les données sismiques modernes et les données diagraphiques des puits d'exploration pétrolière forés sur les marges divergentes, réfutent l'hypothèse d'une rupture continentale à la fin de la sous-phase proto-océanique. Elles suggèrent que la déchirure de la croûte continentale se fait à la fin de la phase de rifting, avant le début de la phase proto-océanique.
En 1998, avec M. Jackson, nous avons proposé un modèle géologique pour l'ouverture de l'Océan Atlantique Sud qui, au moins, pour les marges dites Atlantiques, n'a pas encore été réfuté par les données d'observation modernes (fig. 5.11).
Figure 5.11- La rupture continentale marque la fin de la phase d'étirement et le début de la phase d'accrétion. Au début de la phase d'accrétion, les centres d'expansion sont subaériens. Ils mettent en place du matériel volcanique qui coule latéralement sous la forme de laves subaériennes. La continuation de l'expansion subaérienne oblige les coulées volcaniques à basculer vers la mer. Ce basculement immerge peu à peu les centres d'expansion. De ce fait, le matériel volcanique mis en place ne peut plus fluer latéralement. Il est figé. C'est le début de la croûte océanique, dont les anomalies magnétiques corroborent sa géométrie verticale. L'expansion océanique induit une montée relative du niveau marin qui en conjonction avec la subsidence de la croûte favorisent le dépôt de la première phase sédimentaire du cycle stratigraphique d'empiétement continental.
Ce modèle implique que l'expansion de la croûte, qu'elle soit volcanique continentale (coulées volcaniques subaériennes) ou volcanique océanique (dykes volcaniques), commence avec la rupture de la lithosphère, avant ou en même temps que le dépôt des sédiments d'eau peu profonde de la sous-phase proto-océanique. La sous-phase proto-océanique marque le début de la marge divergente.
B) Séparation Continentale
La figure fig. 5.12, illustre le modèle de la séparation continentale admis par la majorité des géoscientistes jusqu'à ce que les nouvelles données sismiques tirées sur les offshores profonds des marges Atlantiques montrent l'importance des SDRs (coulées volcaniques sub-aériennes).
Figure 5.12- Dans ce modèle conventionnel de la formation d'une marge divergente, la déchirure de la lithosphère se fait vers la fin de la phase du proto-océan. Les phase de séparation et d'accrétion sont caractérisées par une expansion océanique très importante qui accompagne la mise en place de la croûte océanique nouvelle. Avant la rupture, il y a la phase de rift qui est caractérisée par une subsidence différentielle, et une phase de sag (sous-phase proto-océanique), qui est caractérisée par une subsidence thermique.
Comme jnous l'avons dit, tenant compte des données sismiques nouvelles, ce modèle a été réfuté pour les marges divergentes de l'Atlantique Sud.L'évolution géologique globale des Marges Atlantiques est très bien connue et peut se résumer comme suit:
Pendant le Paléozoïque, les continents s'agglutinent pour former le supercontinent Pangée. Par la suite, la Pangée se fracture. Les continents individualisés se dispersent et permettent l'ouverture de l'Océan Atlantique Nord, au début du Jurassique, et celle de l'Atlantique Sud, au Crétacé.
Le modèle que nous avons proposé est très différent des modèles conventionnels. Il se distingue des modèles précédents par:
a) La position de la rupture de la lithosphère ;
b) L'initiation de l'expansion océanique ;
c) Le rôle du volcanisme subaérien, qui a été, très souvent, sous-estimé ;
d) La mise en évidence des coulées volcaniques subaériennes (SDRs, seaward dipping reflectors),
qui ont été fréquemment interprétés comme des sédiments des bassins de type rift ou ignorés, quand elles sont masquées par les dépôts salifères sus-jacents ;
e) La mise en évidence, l'âge et signification de la discordance associée à la rupture ("break-up unconformity", i.e., la discordance BUU),
qui est souvent très mal interprétée, alors que sa parfaite localisation est indispensable pour l'identification des roches-mère et réservoirs potentiels, en particulier dans les offshores profonds.
Pour l'Atlantique Sud, l'hypothèse proposée, peut se résumer comme suit:
1) Assemblage de la Pangée :
Pendant le Paléozoïque, au fur et à mesure que les continents se sont agglutinés pour former la Pangée, les collisions successives ont réduit leurs surfaces, augmentant, en même temps, le volume des bassins océaniques. Le niveau eustatique a baissé et les prismes sédimentaires des marges divergentes ont progradé. Les plaques lithosphériques, qui se sont agglutinées pour former la Pangée, avaient des croûtes continentales très variables. Leurs formes, très diverses, ont induit des collisions et des zones de suture très complexes. Ces zones, où la croûte continentale semble avoir été particulièrement fragilisée, semblent en partie avoir conditionné la rupture de la Pangée et la dispersion des continents qui s'en suit.
2) Phase d'étirement (135-115 Ma) :
La rupture de la lithosphère a été étroitement liée aux panaches mantélliques sous-jacents. Chaque panache (montée de matériel de l'asténosphère) a créée un dôme (au moins au point de vue thermique) dans la lithosphère sus-jacente.
Figure 5.13- Coupe schématique de la rupture de la lithosphère pendant la naissance de l'Atlantique du Sud au Crétacé Inférieur. Les bassins de type rift sont limités au sommet par la discordance associée à la rupture (BUU). Cette discordance est en grande partie fossilisée par des coulées volcaniques sub-aériennes mises en place par des centres d'expansion subaériens.
L'ouverture de l'Atlantique Sud a été associée au panache de Parana-Etendeka qui était, originellement, centré à la jonction entre le SE du Brésil (actuellement) et le SO de l'Angola. Par rapport à la morphologie de ce point chaud, l'Amérique du Sud a commencé à se déplacer vers le NO et l'Afrique vers le NE. L'étirement a créé des bassins de type-rift asymétriques le long de l'axe du futur océan (fig. 5.13).
Sur les profils sismiques, les petits bassins de type-rift ressemblent aux grands bassins, l'échelle est déterminante pour la détermination du potentiel pétrolier. La configuration interne de ces bassins asymétriques dépend, principalement, du taux d'extension / sédimentation. L'extension est le principal responsable de l'accommodation et la sédimentation est responsable du remplissage de l'espace disponible.
Si l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) est rempli au fur et à mesure qu'il est crée, les intervalles sédimentaires déposés sont sableux et sans aucune caractéristique de roche-mère (fig. 5.13). Si la création d'espace disponible est plus rapide que le remplissage, les bassins de type-rift deviennent affamées (avec une sédimentation très réduite). Le remplissage se caractérise alors par l'aggradation d'intervalles sédimentaires à géométrie sub-parallèle. Ces intervalles sont souvent riches en niveaux organiques qui s'accumulent dans des lacs profonds ou plus, rarement, dans des environnements marins. Un tel remplissage représente l'une des quatre possibilités de formation de roches-mère qu'on retrouve sur les marges Atlantiques (sensu lato).
Bien que le taux extension / sédimentation change, dans l'espace et dans le temps, on retrouve, très souvent, dans les bassins de type-rift la succession stratigraphique suivante (du bas vers le haut):
a - Des éventails alluviaux ;
b - Des argiles lacustres ;
c - Des sables et localement des carbonates.
Les éventails alluviaux (1) passent souvent horizontalisée à des argiles lacustres (2).
3) Rupture de la lithosphère et volcanisme (135-130 Ma) :
Dû à l'étirement et à l'augmentation de la température, la lithosphère est devenue plus mince. Ceci a facilité l'activité ignée qui est devenue très importante au droit de l'axe de la rupture.
Dès que l'étirement de la croûte continentale a atteint un facteur b = ± 2, du matériel grabbroïque s'est mis en place sous la forme de dykes et sills.
Figure 5.14- Cette coupe schématise les marges de l'Atlantique Sud au début de l'expansion océanique (Crétacé Terminal). La discordance (BUU) induite par la rupture de la lithosphère (5) et celle associée au sommet des coulées subaériennes (12), bien que coïncidentes dans les secteurs proximaux des marges, divergent au fur et à mesure qu'on se déplace vers l'aval. La discordance BUU est fossilisé par les coulées volcaniques subaériennes et par les sédiments proto-océaniques (secteur proximal). La discordance du sommet des coulées volcaniques subaériennes est fossilisée par les sédiments de la phase océanique (sédiments rétrogradants de la phase transgressive du cycle d'empiétement continental sur ce schéma) et par les sédiments de la phase proto-océanique, dans le secteur proximal.
Éventuellement, avant que l'étirement de la croûte continentale ait atteint la limite théorique de b = ± 4.5, la croûte qui était déjà très étirée et très injectée de magma, s'est déchirée.
Dès que la croûte continentale a commencé à se disperser, de la croûte basaltique nouvelle s'est formée accroissant les continents et des coulées sub-aériennes basaltiques néocomiennes se sont mises en place (fig. 5.14 et 5.15).
Les laves subaériennes ont coulé depuis le centres d'expansion vers le continent. Localement, elles ont pu couvrir des bassins de type-rift très distaux. Cependant, un telle situation géologique reste une exception.
Les centres d'expansion ont mis en place des laves, qui dans la plupart des cas, ont coulé tranquillement vers le continent en s'amincissant (fig. 5.14).
Toutefois, si les coulées de laves sont entrées dans un lac, ou dans une mer épicontinentale, elles se sont figées très rapidement donnant des changements de pente très importants. Ceci a donné lieu à des structures, qui sur les données sismiques ressemblent à des talus deltaïques. Pour cette raison, elles ont été appelées par certains des géoscientistes : deltas de lave. Ces structures sont souvent interprétées par erreur comme des escarpements de faille.
La superposition verticale des coulées sub-aériennes masque les inversions magnétiques y compris celles induites par les dykes sous-jacents. Par conséquent, au point de vue magnétique, ce type de croûte basaltique est mal marquée. D'autre part, très souvent le temps de leur mise en place est inférieur au temps d'inversions magnétique.
Comme la lithosphère sous-jacente aux coulées volcaniques sub-aériennes s'est refroidie peu à peu, la subsidence thermique a fini par immerger les coulées de lave. L'environnement est devenu marin, et les centres d'expansion subaériens sont devenus océaniques (fig. 5.14). Ainsi, le matériel volcanique extrusif ne pouvant plus couler latéralement, il s'est figé sous la mer.
Dès que les centres d'expansion sont devenus océaniques, l'expansion et l'accrétion de la plaque lithosphérique s'est faite uniquement par injection de dykes. C'est la naissance de la croûte océanique. Cette géométrie verticale de la croûte océanique (fig. 5.15) favorise les anomalies magnétiques, ce qui facilite leur identification.
Figure 5.15- Au contraire de la géométrie des coulées volcaniques subaériennes, la géométrie verticale de la croûte océanique facilite la mise en évidence des anomalies magnétiques associées aux changements géomagnétiques. Ceci permet souvent de carter la limite entre la croûte océanique et la croûte subaérienne, ou entre la croûte océanique et la croûte continentale.
Lors de la phase initiale de submergence, la profondeur d'eau était faible. Les bassins sédimentaires de la base de la marge divergente étaient limités par des barrières tectoniques et/ou volcaniques.
Ce contexte a favorisé la formation locale de plusieurs bassins évaporitiques dont les plus distaux on pu s'accumuler directement sur la croûte volcanique (fig. 5.14). Graduellement, les bassins évaporitiques se sont assemblés au fur et à mesure qu'ils s'approfondissaient. Ainsi, il y a environ 115 Ma, sur chaque marge, ils ont formé un grand bassin évaporitique.
Dans un tel scénario, les bassins salifères aptiens de l'Atlantique Sud, c'est-à-dire le bassin salifère gabono-angolais et le bassin salifère brésilien, n'ont jamais été un seul bassin. Ils ont toujours été séparés par des centres d'expansion (plus tard, nous reviendrons sur l'origine hydrothermale des saumures).
Le refroidissement de la lithosphère a basculé vers la mer les coulées subaériennes qui originellement se sont mises en place sub-horizontalement. La signature sismique de ces coulées refroidies et basculées vers la mer caractérise les SDRs, autrement dit les "seaward dipping reflectors" (fig. 5. 16).
Ces réflecteurs sismiques pentés vers la mer sont connus depuis longtemps (K. Hinz, 1978, Mutter, 1982, etc.). Cependant, ce n'est que très récemment que les données sismiques et les forages pétroliers ont prouvé l'immensité des séquences volcaniques subaériennes. Elles peuvent dépasser 100 km de largeur et 10 km d'épaisseur.
Dans la plupart des cas, ces dépôts volcaniques subaériens ont été interprétés comme de la croûte continentale étirée (sédiments des bassins de type-rift). L'absence d'anomalies magnétiques marquées corroborait une telle interprétation erronée.
Les SDRs (coulées volcaniques subaériennes basculées vers la mer) sont visibles pratiquement sur tous les données sismiques régionales des offshores de l'océan Atlantique du Sud (Atlantique Nord aussi).
Ils peuvent être masqués par la série salifère sus-jacente, en particulier quand celle-ci est épaisse et déformée. Ceci donne la fausse impression que le sel n'est qu'exceptionnellement sus-jacent aux coulées volcaniques subaériennes.
Figure 5.16- Sur cette ligne sismique de l'offshore du Brésil, au-dessus la discontinuité de Mohorovicic (Moho), qui marque la limite entre la croûte et la partie supérieure du manteau, il est facile de mettre en évidence des coulées volcaniques subaériennes (SDR) qui caractérisent les marges divergentes volcaniques. Pendant longtemps, en particulier dans l'offshore du Brésil, les SDRs ont été interprétés comme des réflecteurs sismiques induits par les sédiments des bassins de type rift, autrement di,t comme des intervalles sédimentaires avec des roches mères potentielles.
Sur la marge brésilienne, en association avec les dépôts évaporitiques, se sont déposée des roches mères lacustres hypersalines (argile de la formation Lagôa Feia). Ces roches mères potentielles, qui ne sont pas présentes sur les autres offshores de l'Atlantique Sud, constituent le deuxième grand groupe de roches mères de ces marge
4) Discordance associée à la rupture de la lithosphère (130-115 Ma) :
La discordance associée à la rupture de la croûte continentale (BUU) limite vers le haut les bassins de type-rift. Le plus souvent, elle est très facilement identifiée sur les données sismiques des marges continentales divergentes (fig. 5.16 et 5.17). Cette discordance (BUU) représente une période d'inversion, de soulèvement et d'érosion le long des marges. Le changement de régime tectonique est associé à:
(i) Des contraintes intra-plaques,
induites par des changements cinématiques des plaques, ou
(ii) La poussée aux dorsales,
qui sur les marges divergentes, change les tensions différentielles en compressions différentielles.
Sur les marges de l'Atlantique Sud, la discordance BUU est, typiquement, couverte par un intervalle clastique mince à géométrie interne sub-parallèle (fig. 5.14). Dans les régions où la paléolatitude et une circulation marine restreinte ont favorisé le dépôt du sel, cet intervalle est concordant avec les évaporites aptiennes sus-jacentes.
La discordance BUU est le marqueur le plus important pour dater la fin du rifting. Dans les secteurs proximaux et centraux des marges, la géométrie de la discordance BUU est très typique et, de ce fait, sa reconnaissance est très facile.
Cependant, dans les secteurs distaux, sous l'actuel talus continental, son identification pose des problèmes. Une discordance angulaire évidente sépare les SDRs des sédiments sus-jacents, qui ont des pendages beaucoup moins accentués (fig. 5.14 et 5.16).
Cette discordance n'est pas la discordance BUU. Nous l'appellerons discordance SDR (ou SU). Elle est postérieure à la rupture de la croûte continentale de plusieurs millions d'années. L'équivalent temps de la discordance BUU est la base des coulées volcaniques mises en place pendant la formation de la croûte volcanique subaérienne (fig. 5.14 et 5.16). Ce volcanisme subaérien précède la plus ancienne anomalies magnétique, laquelle au large de la Namibie est la M4 (environ 127 Ma).
La confusion entre la discordance BUU et la discordance SDR a des conséquences très importantes pour l'exploration pétrolière:
- La discordance BUU surmonte la croûte continentale ou les bassins de type rift qui, le plus souvent, ont des roches-mères potentielles.
- La discordance SDR surmonte les coulées volcaniques subaériennes qui n'ont aucun potentiel pétrolier générateur (fig. 5.16 et 5.17).
Sauf dans les régions proximales, où les premières coulées volcaniques subaériennes peuvent reposer sur la croûte continentale par des biseaux d'aggradation, il n'y a pas des sous-système pétrolier générateur dans ou sous les SDRs. Mis à part les sections stratigraphiques condensées immédiatement au-dessus de la discordance SDR (SU), la plupart des sédiments sus-jacents sont d'âge Tertiaire et, de ce fait, ils sont beaucoup plus récents que les coulées volcaniques sous-jacentes.
5) Phase Transgressive (~115-85 Ma) :
Les évaporites aptiennes, ou les sables de base, marquent le début de la transgression. Cette transgression majeure continue jusqu'au Cénomanien-Turonien. Elle a été, partiellement, induite par la montée eustatique du niveau de la mer qui a accompagné l'augmentation du taux d'expansion et du volume des rides océaniques, au fur et à mesure de l'éloignement des continents après la rupture de la Pangée. Le refroidissement progressif de la croûte nouvelle induit une subsidence thermique qui contrôle en grande partie l'épaisseur sédimentaire.
Fig. 5.16- Cette coupe schématique illustre les marges de l'Atlantique Sud pendant le Tertiare quand l'expansion océanique atteint un stade mature. Les sédiments de la phase régressive, qui surmontent la discordance associée au sommet des SDRs, et le basculement vers la mer des coulées volcaniques sub-aériennes, du au refroidissement et à la surcharge, sont visibles.
Pendant la transgression, le prisme sédimentaire, qui est composé par des carbonates et des intervalles gréso-argileux, s'épaissit vers la terre.
Les intervalles marins déposés dans les plate-formes (limitées par les ruptures des pentes côtières et continentales) empiètent le continent (fig. 5.15 et 5.16). Le dépôt des carbonates recycle le CO_2 émit par le volcanisme subaérien et aquatique.
La fixation du CO_2 dans les carbonates transgressifs a réduit la concentration des gaz à effet de serre et contribue à la régulation de la température de la Terre. Néanmoins la période albo-aptienne est une période de "Green house".
Au fur et à mesure de la remontée du niveau de la mer, la rupture de la pente côtière a été déplacée vers le continent à travers la plate-forme continentale. La tranche d'eau a augmenté. Les environnements de dépôt et le faciès sont devenus latéralement et verticalement plus marins.
La transgression a favorisée la formation des niveaux de couverture au-dessus des réservoirs potentiels. Au maximum de la transgression, les parties distales des plates-formes continentales sont à sédimentation réduite (affamées), autrement dit avec un taux de sédimentation très faible.
De surcroît, ces régions ont été deplétées en oxygène par les explosions biotiques alimentées par les nutrients amenés par les courants ascendants.
Tous ces facteurs ont favorisé le dépôt d'argiles anoxiques riches en passées organiques qui par enfouissement deviennent souvent le troisième grand groupe de roche mères potentielles de la marge.
6) Phase Régressive (~ 60-0 Ma):
La chute eustatique du niveau de la mer pendant le Tertiaire a été renforcée par le soulèvement épirogénique de la croûte continentale. La surface des marges de l'Atlantique Sud a grandit par suite du dépôt des sédiments progradants de la phase régressive.
Sur les lignes sismiques, cette phase régressive est séparée de la phase transgressive précédente par une surface basale de progradation majeure (fig. 5.16). Les sédiments continentaux se sont déplacés vers la mer et les ruptures des pentes côtières coïncident de plus en plus souvent avec les ruptures des pentes continentales.
Le prisme sédimentaire régressif s'épaissit d'abord vers la mer pour, ensuite, diminuer d'épaisseur vers le large et en profondeur.
Au même moment, des soulèvements épirogéniques locaux de plusieurs kilomètres ont pris place sur les continents dûs à des contraintes intra-plaques ou à une activité ignée sous-jacente.
Localement, ces soulèvements ont basculé les marges continentales. Ils favorisent la formation de discordances angulaires importantes pendant le Tertiaire. Les rivières ont été détournées ou captées, ce qui contrôle la distribution des réservoirs sableux dans l'offshore.
Chaque chute relative du niveau marin a obligé les sédiments à traverser la plaine côtière sans se déposer. Des dépôts turbiditiques se sont accumulés au niveau du talus continental et de la plaine abyssale.
C'est uniquement en face des rivières importantes, où cette phase régressive est très épaisse que la matière organique des argiles anoxiques transgressives éventuellement atteint la maturation.
Ces argiles forment le quatrième groupe majeurs de roches mères potentielles su les marges de l'Atlantique Sud.
Le faible teneur en TOC de ces roches mères potentielles est compensée par leur grande épaisseur.
Figure 5.17- Cette ligne sismique illustre le prisme sédimentaire du Mio-Pleistocène de la marge Ouest de l'Inde. Il a une géométrie progradante. Il s'est déposé au-dessus de la plate-forme carbonatée du Miocène Inférieur-Moyen. La partie la plus épaisse du prisme sédimentaire correspond au déplacement vers le large des progradations visibles entre 0.5 et 2 seconds (temps double). Elles traduisent le déplacement vers la mer des ruptures des pentes continentales (limite plate-forme / talus). Dans l'offshore profond, les centres d'expansion sub-aérienne expliquent facilement les SDRs, autrement dit les coulées volcaniques sub-aériennes.
Les principaux modèles proposés pour expliquer la subsidence pendant l'expansion océanique sont:
1- Subsidence due au poids des sédiments.
Ce mécanisme ne permet qu'une subsidence de 2 à 5 fois la profondeur d'eau de dépôt.
2- Subsidence isostatique.
Cette subsidence est due au refroidissement d'une lithosphère originellement chaude et, par conséquent à une augmentation de densité.
3- Subsidence due au refroidissement.
La lithosphère se refroidit au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale mid-océanique.
4- Subsidence due à une variation de densité.
Un changement de la phase éclogite-gabbro peut provoquer une subsidence isostatique.
5- Subsidence par océanisation.
Une complète basification de la croûte peut résulter d'une montée ultra-basique du manteau.
6- Subsidence par expansion profonde.
Une variation de la vitesse de flux d'un magma de l'asthénosphère peut produire un approfondissement de la masse continentale et, par conséquent induire une subsidence.
Figure 5.18- Les phases tectono-sédimentaires qui forment le prisme sédimentaire de l'offshore du Labrador sont bien visibles sur cette ligne sismique. Les bassins de type rift associés à l'étirement de la lithosphère ont une géométrie en demi-grabens et une vergence Ouest. Le remplissage sédimentaire de ces bassins a une configuration interne divergente. La phase transgressive de la marge divergente, qui marque le début de l'expansion océanique, est mal marquée. Par contre, la phase régressive est bien développée. Plusieurs intervalles turbidiques se sont déposés dans cette phase progradante. Les parties sableuses de ces dépôts turbiditiques sont des réservoirs potentiels. La partie distale de la marge semble être déposée sur des coulées volcaniques subaériennes (SDRs).
Trois phases tectono-sédimentaires sont presque toujours reconnaissables sur une marge divergente (sensu lato):
(i) La phase de rifting.
(ii) La phase proto-océanique.
(iii) La phase océanique.
La première est associée à la rupture de la lithosphère, tandis que les deux autres sont liées à la séparation continentale.
Des failles normales plus au moins listriques se développent pendant la phase de rifting, ce qui permet l'extension et l'amincissement de la lithosphère.
Pendant les phases proto-océanique et phase océanique, qui forment la marge, il y a également formation de failles normales. Cependant, et contrairement à celles créées pendant la phase de rifting, elles n'affectent que très rarement le substratum. La croûte continentale n'est que très rarement affectée.
(i) Phase de Rifting
Pendant cette phase, les sédiments fluvio-deltaïques et continentaux se déposent dans les secteurs à forte subsidence. Des dépôts marins sont possible, mais ils sont exceptionnels.
Figure 5.19- L'extension de la croûte se fait par le jeu de failles normales qui s'aplatissent en profondeur (failles listriques). Le plus souvent, ces failles se terminent dans des zones de transfert (failles de transfert). Les failles de transfert sont souvent interprétées comme des décrochements. En général, elles se localisent sur des lignes de fracture ou des zones de discontinuité pré-existantes, autrement dit antérieures à la rupture de la lithosphère. Les deux modèles théoriques illustrés sur cette figure expliquent un grand nombre de cas de l'offshore Ouest de l'Afrique qui sont le plus souvent mal interprétés sur les données sismiques.
Des dépôts lacustres, riches en matière organique, remplissent souvent les grabens ou les demi-grabens. Comme suggéré auparavant, ces dépôts semblent être plus probables quand la vitesse d'extension (taux de subsidence) est plus grande que la vitesse de remplissage (taux de sédimentation).
Figure 5.20- Ce demi-graben illustre la phase d'étirement (ou de rifting) d'une rupture continentale avortée du Gondwana. Les sédiments au-dessus du bassin de type-rift forment un bassin cratonique qui est souvent connu sous le nom de "sag" ou "longhorn bassin" des géoscientistes américans. Ce bassin cratonique est caractérisé par une subsidence régionale qui contraste fortement avec la subsidence différentielle qui a induit la formation les bassins de type rift. Nous utiliserons le terme rift uniquement pour désigner les bassins sédimentaires liés à l'étirement de la croûte continentale. En aucun cas, nous utiliserons le terme rift comme synonyme de rupture / séparation. Nous ne dirons jamais rift avorté, comme le font les géoscientistes américains. Nous dirons rupture avortée ou marge avortée.
Si le processus de la rupture continentale s'arrête, la séparation et la formation des marges est avortée.
Suite au refroidissement de tout le système, une subsidence régionale se développe. Elle crée un bassin de type "sag" qui, pendant longtemps, a été confondu avec la phase de proto-océan d'une marge divergente (fig. 5.20).
Dans le cas, où la vitesse d'extension n' est pas compensée par la vitesse de remplissage, la géométrie des demi-grabens ou des grabens ne montre pas de croissance synsédimentaire : le remplissage est parallèle ou peu divergent.
(ii) Phase de Proto-océanique et Océanique
Si le processus rupture / séparation continue, le déchirement de la lithosphère et l'expansion volcanique démarrent avec formation d'un proto-océan. Les failles normales qui bordent les bassins de type rift deviennent inactives. Il n' y a plus d'extension du substratum. Une subsidence thermique prend place au fur et à mesure que les coulées volcaniques subaériennes se déposent et se refroidissent.
Figure 5.21- L'image sismique ou le profil géologique d'une marge divergente est fonction (i) du modèle de séparation continentale, (ii) de son orientation et (iii) de l'endroit où la déchirure de la lithosphère s'est faite (limite croûte continentale et croûte volcanique). Cette image est à peu près constante pour les sédiments déposés pendant la phase océanique. Par contre, pour ceux du proto-océanique et des bassins de type rift, elle peut être très différente dès qu'on traverse une zone de transfert.
Cette subsidence permet une transgression marine au-dessus des sédiments continentaux des bassins de type rift et le dépôt des premiers sédiments à influence marine.
Les dépôts salifères que l'on trouve souvent à la base de la phase proto-océanique sont étroitement liés à la mise en place du volcanisme sub-aérien. Les saumures sont d'origine hydrothermale (nous discuterons ce problème, ainsi que les roches mères associées à la série évaporitique, plus tard).
La poursuite de l'expansion volcanique et en particulier dès que celle-ci devient océanique (au départ elle est sub-aérienne) entraîné une accélération de la subsidence thermique.
Cette accélération est à l'origine du dépôt du prisme sédimentaire qui caractérise le cycle stratigraphique (phase transgressive + phase régressive) d'empiétement continental post-Pangée.
Les différentes phases tectono-sédimentaires qui composent la plupart des offshore Atlantiques sont bien visibles sur les lignes sismiques régionales de l'offshore angolais (fig. 5.23) :
- Cet offshore est composé par la superposition de trois types de bassins sédimentaires ;
(i) Une ceinture plissée paléozoïque, qui forme le socle de l'offshore.
(ii) Les bassins de type rift.
(iii) La marge divergente.
- A la base, la marge est composée par des sédiments marins de faible profondeur, qui forment la phase proto-océanique ;
- Les sédiments proto-océaniques sont surmontés par des sédiments marins transgressif ;.
- Les sédiments transgressifs sont sus-jacents à un intervalle sédimentaire régressif qui est caractérisé par sa configuration interne progradante ;
- Une disharmonie tectonique est visible à la base des évaporites aptiennes, qui se sont déposées dans la partie basale de la marge ;
Fig. 5.22- Sur cette ligne sismique de l'offshore de la Galice, les sédiments des bassins de type rift sont légèrement teintés. Les sédiments de la marge, bien que peu épais, montrent une géométrie progradante. Cet offshore était considéré comme le cas type d'une marge divergente non-volcanique. Aujourd'hui, il est peut être l'exception de l'ensemble des marges Atlantiques qui sont fondamentalement volcaniques. Ainsi, il faut se poser la question suivante: Que ce passe-t-il à l'Ouest de cette ligne sismique? Est-on certain, que sur des lignes nouvelles on ne verra pas des SDRs, autrement dit des coulées volcaniques subaériennes ?
- La disharmonie ne doit pas être confondue avec la discordance provoquée par la rupture de la lithosphère (discordance BUU) ;
- La disharmonie tectonique ne doit pas être confondue avec la discordance qui surmonte les SDRs (discordance SU).
Figure 5.23- Dans l'offshore de l'Angola, au-dessus d'un socle qui est composé par des roches paléozoïques et précambriennes, on reconnaît les bassins de type-rift et la marge divergente. Celle-ci, à la base, est composée par une sous-phase proto-océanique et, au sommet par une sous-phase océanique. L'horizon salifère est coloré en noir.
L'une des meilleures preuves de l'expansion océanique sont les rides océaniques associées aux points chauds. Comme on peut se constater sur la fig. 5.24:
- Au début de l'expansion océanique (en haut), le point chaud est localisé sous la croûte continentale épaisse d'une plaque qui se déplace vers NW.
- Le matériel extrusif du point chaud n'atteint pas la croûte océanique nouvelle.
Figure 5.24- La morphologie en V des plateaux volcaniques et des rides traduit non seulement le mouvement des plaques les unes par rapport aux autres, mais également par rapport au point chaud. Un changement dans la direction du déplacement (en bas) se traduit par une courbure des rides et des plateaux volcaniques associés respectivement au point chaud et à la dorsale.
- Quelques millions d'années plus tard (milieu), le déplacement des plaques amène le point chaud au-dessous de la plate-forme continentale de la marge divergente.
- La ride volcanique se prolonge en continuité depuis le continent vers la plate-forme et la plaine abyssale.
- Dès que le point chaud s'approche de la dorsale, il y a éruption du matériel mantéllique excédant à partir des fosses centrales.
Figure 5.25- L'espace disponible nécessaire pour le dépôt du prisme sédimentaire associé à l'ouverture de la mer du Labrador a été induit principalement par la subsidence thermique et par la montée eustatique liée à l'expansion océanique. Cette montée relative du niveau marin se traduit par la courbe des biseaux d'aggradation. Elle a atteint le point le plus haut vers la fin du Crétacé, pour, par la suite, descendre régulièrement.
L'augmentation de l'espace disponible (accommodation) pour les sédiments associée à la montée relative du niveau marin, peut se traduire par la courbe des biseaux côtiers. Nous insistons sur ce terme, car, en effet, la courbe des biseaux d'aggradation ne traduit les variations relatives du niveau marin que s'il n'y a pas des dépôts fluviatiles ou continentaux.
Dans le cas contraire, les mouvements relatifs du niveau marin sont traduits par la courbe des déplacements de la ligne de baie. Dans la Stratigraphie Séquentielle, P. Vail admet que:
(i) Les dépôts fluviatiles, ou continentaux, se déposent plus haut que les dépôts de plaine côtière.
(ii) La ligne de baie est la limite des dépôts fluviatiles.
(iii) Pendant l'expansion océanique, des variations du taux d'expansion peuvent induire des chutes relatives du niveau marin qui déplacent vers la mer les biseaux d'aggradation et qui produisent le dépôt de cônes sous-marins de talus et de bassin.
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