Marges Convergentes
18- Marges Convergentes
Il y a deux grandes familles de marges convergentes (fig. 6.1) :
A) Les marges de Subduction, et
B) Les marges de Collision
Figure 6.1- Les marges convergentes sont associées à des zones de subduction. Dans ces zones, une plaque lithosphérique, quelle soit de nature océanique ou de nature continentale, plonge sous une autre plaque. Dans ce schéma, la marge convergente correspond à la subduction d'une plaque lithosphérique océanique (plaque B), qui est définit par une limite divergente au niveaux de la dorsale et une limite convergente au niveau de la zone de subduction.
A) Marges de Subduction
L'une ou les deux plaques sont composées par de la lithosphère océanique. La plaque plongeante est océanique (Subduction de type B ou de Benioff, fig. 6.2).
Dans cette famille on peut distinguer :
A.1) Type Marianne, quand les deux plaques sont océaniques ;
Ce type de marge est souvent accompagnée par une fosse océanique et un arc volcanique important.
A.2) Type Andin, quand la plaque chevauchante est continentale ;
Ce type de marge est caractérisée par une fosse océanique et un arc magmatique continental.
Figure 6.2- La caractéristique principale de ces marges est le fait que la plaque plongeante soit océanique. La nature de la plaque chevauchante peut être soit océanique soit continentale. En générale, en association avec ces marges se forme une fosse océanique assez profonde.
B) Marges de Collision
Une marge est dite de collision, quand une ou les deux plaques sont constituées par de la lithosphère continentale et où la plaque plongeante est la plaque continentale (Subduction du type A ou d'Ampferer, fig. 6.3).
Figure 6.3- La chaîne de l'Himalaya est un bon exemple d'une marge convergente. Elle s'est formée à la suite de la collision entre les plaques lithosphériques Eurasienne (plaque chevauchante) et Indo-Australienne (plaque plongeante). Comme illustré sur ce schéma, ces deux plaques sont de nature continentale.
Dans cette famille on peut distinguer deux types :
B.1) Type Alpin-Himalayen, quand les deux plaques sont continentales et l'une des deux tend à plonger.
Une déformation très forte et la formation de chaînes de montagnes accompagnée de chevauchements, caractérisent ce type de marge.
B.2) Type Taiwan, quand la plaque chevauchante est la plaque océanique.
La plaque plongeante étant continentale oppose une forte résistance à l'enfoncement (inversion de densité). Ceci qui produit une déformation verticale importante.
Zones de Subduction
Dans une zone de subduction de Benioff, autrement dit dans une subduction de type B (fig. 6.4), dès que la plaque lithosphérique océanique plonge, à cause de la gravité ou d'autres facteurs encore mal étudiés, le matériel lithosphérique froid entre en contact avec l'asthénosphère qui a un température beaucoup plus élevée (supérieure à environ 1250° C).
Ainsi, en fonction de sa conductivité thermique:
- La plaque plongeant va se réchauffer.
- Cette augmentation de température change sa rhéologie.
Bien que la plaque plongeante soit dans un état compressif, des secteurs en distension peuvent se développer. Ces secteurs en distension ont été mis en évidence par de l'étude des ondes sismiques.
Figure 6.4- L'enfoncement de la plaque plongeante (froide et cassante) dans l'asthénosphère modifie les isothermes du manteau supérieur. Elle donne naissance à des volcans dans la plaque chevauchante à une distance plus au moins grande de la fosse océanique. La subduction de la plaque plongeante induit des secteurs en distension près de la rupture de pente. L'étude des épicentres des tremblements de terre confirme la présence de régimes tectoniques extensifs locaux.
Morphologie des Marges Convergentes
La morphologie des marges convergentes (fig. 6.5) montre que la position et l'orientation des zones de subduction B (type Benioff), par rapport aux grandes limites physiographiques du globe, n'est pas uniforme. Trois typologies peuvent être considérées:
a) Océan / Océan
La subduction a lieu en plein domaine océanique.
Ex: Mariannes, Tonga, Kermadec, Petites Antilles, etc..
b) Océan / Continent
La subduction a lieu à la limite océan / continent.
Ex: Mexique, Chili, Pérou, etc..
c) Océan / Bassin Intérieur / Continent
La subduction borde le continent, mais dans une position médiane. Un bassin océanique plus au moins développé se forme entre la zone de subduction et le continent.
Ex: Aléoutiennes, Kouriles, Sumatra, etc.
Figure 6.5- Par rapport aux grandes divisions physiographiques, les limites d'une zone de subduction du type B (Benioff) se groupent en trois classes: (i) Océan / Continent, ex: Mexique, Chili, Pérou ; (ii) Océan / Continent (Bassin Intérieur), ex: Aléoutiennes, Kouriles, Sumatra ; (iii) Océan / Océan, ex: Mariannes, Tonga, Petites Antilles.
Dans les marges convergentes, l'enfoncement d'une plaque froide, donc cassante, dans le manteau chaud induit deux phénomènes qui provoquent des ruptures à l'intérieur de la plaque plongeante:
(i) Un phénomène thermique,
qui est le réchauffement de la plaque, et
(ii) Un phénomène mécanique,
qui est lié à la résistance que le manteau oppose à la pénétration de la plaque lithosphérique.
Figure 6.6- Quand l'une ou les deux plaques sont constituées par de la lithosphère océanique et que la plaque plongeante est océanique, les marges sont dites de subduction. Le type Marianne est celui où la plaque chevauchante est océanique et le type Andin est celui ou la plaque chevauchante est continentale.
Il faut remarquer que :
- Le plongement de la lithosphère froide modifie les isothermes du manteau supérieur.
- Le flux thermique est faible dans la fosse océanique et relativement plus élevé dans la région d'arrière-arc volcanique.
- L'absence de génération d'hydrocarbures dans les fosses océaniques, même quand des sédiments organiques s'y déposent.
Figure 6.7- Les marges sont dites de collision quand l'une ou les deux plaques sont constituées par de la lithosphère continentale et que la plaque plongeante est continentale. Elles sont de type Alpin-Himalayen quand la plaque chevauchante est continentale et de type Taiwan quand la plaque chevauchante est océanique.
La ligne sismiques illustrée sur la fig. 6.8, est une exemple typique d'une zone de subduction du type B, c'est-à-dire d'une zone où la croûte océanique plonge sous une croûte continentale.
En conclusion :
Les marges convergentes se caractérisent par:
(i)- Une subduction de type B, ou de Benioff, dans les marges convergentes de subduction et
(ii)- Une subduction de type A dans les marges convergentes de collision
Remarquer cependant que :
1) Le terme collision, en particulier quand il se réfère à la croûte continentale, est pour beaucoup de géologues très mal choisi.
2) Goguel (1964) a signalé que ce terme, dans la vie courante, évoque une transformation d'énergie cinétique en énergie de transformation.
3) L'énergie cinétique ne joue aucun rôle dans les déformations de la croûte terrestre.
Figure 6.8- Les sédiments abyssaux à géométrie parallèle sont en partie engloutis dans la zone de subduction. Ceux qui échappent à ce mécanisme sont raccourcis par des plis et failles inverses dans les complexes d'accrétion, souvent connus sous le nom de prisme d'accrétion.
4) La théorie de la Tectonique des Plaques reconnaît la rigidité de la croûte océanique.
5) Elle prédit les zones où la croûte océanique prend naissance (rides médio-océaniques) et celles où elle disparaît (zones de subduction).
6) Dans le cadre de la nouvelle théorie, il est incohérent, toujours d'après Goguel, de parler de la collision de blocs continentaux à la suite de la fermeture d'un océan, comme le pensait Wegener.
Je reviendrai sur ce sujet à propos des orogénies qui, disons le, constituent la donnée la plus caractéristique de l'histoire géologique et dont on ne retrouve pas l'équivalent sur les autres planètes, tels que la Lune, Mars ou Mercure, etc.
Marges de Subduction
Zones de Subduction B
Les zones de subduction B sont caractérisées par le plongement de la lithosphère océanique. La tranche basaltique, ainsi que la couverture sédimentaire s'enfoncent dans le manteau et se réchauffent.
- Lorsqu'elle (lithosphère océanique) atteint la température de fusion du mélange (basalte + eau + sédiments), la tranche fond, donne naissance au magma volcanique.
Le magma volcanique, moins dense que le manteau qui l'entoure, tendra à remonter vers la surface et à donner naissance à des volcans.
Ceci explique l'une des caractéristiques des zones de subduction B, autrement dit l'apparition de volcans à une distance plus au moins importante de la fosse océanique:
- Cette distance est fonction de l'angle de subduction. L'angle de subduction est l'angle entre la plaque plongeante et la surface de la Terre.
Cet angle est fonction de plusieurs paramètres :
(i) L'état thermique
- Plus la plaque plongeante est jeune, plus elle est légère et, de ce fait, plus petit est l'angle de subduction.
- La résistance à l'enfoncement est très grande.
(ii) La rhéologie des régions avoisinantes
- Si la lithosphère océanique avoisinante a une faible densité, elle peut, au moment de son enfoncement, induire des déformations distensives et réduire l'angle de subduction.
(iii) La vitesse relative des plaques
- Si la vitesse relative des deux plaques convergentes est faible, la composante verticale de l'enfoncement à tout le temps pour devenir prépondérante et rendre l'angle de subduction élevé.
Figure 6.9- L'angle de subduction détermine la géométrie transversale de l'arc volcanique sur la plaque chevauchante. Les paramètres suivants conditionnent l'angle de subduction de la plaque plongeante : (i) l'état thermique de la plaque plongeante, autrement dit l'âge, (ii) la vitesse relative des plaques, autrement dit un Vr petite (angle plus grand) et (iii) la vitesse absolue de la plaque chevauchante, vers la fosse, autrement dit un angle petit.
(iv) La vitesse de la plaque chevauchante
- Quand la plaque chevauchante se déplace vers la fosse, l'angle de subduction est faible.
- Quand la plaque chevauchante ne se déplace pas vers la fosse, l'angle de subduction sera plus grand.
Figure 6.10- Dans la subduction du type Chilien, la plaque chevauchante continentale est raccourcie au niveau de la fosse océanique, tandis que dans le type Marianne, la plaque chevauchante océanique est étirée, et de ce fait, il y a distension.
La subduction B (fig. 6.11) produit l'engloutissement des sédiments abyssaux et du plancher dans le manteau. Cependant, cet engloutissement ne peut se faire que si la zone de subduction est en extension. Ceci pose la question de savoir quand une zone de subduction B est en compression ou en extension.
Les géologues japonais (Takeuchi et al., 1967) ont suggéré :
- La subduction débute par un enfoncement forcé (l'angle de subduction faible) avec une fosse océanique bordée de sédiments plissés (type Chilien).
- Au fur et à mesure que la plaque plongeante s'enfonce, elle se plie et elle tend à tirer vers l'arrière.
- La fosse devient peu à peu une zone en extension.
- La progression de l'enfoncement des sédiments et de la croûte océanique fait que la zone de subduction, qui est marquée par la fosse océanique, a tendance à reculer, accentuant par là, le caractère extensif de la zone (type Marianne).
Figure 6.11- Cette ligne sismique illustre la marge convergente de l'offshore Ouest de l'île de Palawan aux Phillipines. La croûte océanique plonge sous la croûte continentale, qui compose l'île. Les sédiments abyssaux, d'âge pré-miocène (en orange) sont en partie soit engloutis dans la zone de subduction et raccourcis dans le prisme d'accrétion. La plate-forme carbonatée du Miocène Inférieur est facilement reconnaissable, par sa géométrie rétrogradante, ainsi que les sédiments gréso-argileux du bassin d'avant-arc.
C. Allègre (1983) a proposé une évolution probable entre les zones de subduction du type Chilien et Marianne (fig. 6.12). On résume souvent les caractéristiques de ces deux types de marges extrêmes comme suit:
Type Chilien :
- Bombement de la plaque plongeante ;
- Fosse en recul ;
- Prisme d'accrétion ;
- Soulèvement, compression, chevauchements sur la plaque chevauchante ;
- Angle de subduction faible.
Type Marianne :
- Pas de bombement de la plaque plongeante ;
- Fosse profonde ;
- Pas de compression sur la plaque chevauchante ;
- Lente progression régressive continentale ;
- Angle de subduction élevé.
Normalement les zones de subduction B compressives induisent des prismes d'accrétion. Cependant, la non présence de sédiments dans les fosses des zones de subduction B en extension (type Marianne) n'illustre qu'une évolution probable des zones de Benioff dans le temps et dans l'espace:
(i) Type Chilien
(ii) Type Kouryles
(iii) Type Sanriku
(iv) Type Marianne
Figure 6.12- Ces schémas doivent être considérés comme des hypothèses de travail destinées à relier d'une manière logique les données d'observations et les théories actuelles sur les mécanismes moteurs. Les zones de subduction à découplage partiel (type Nord Japon) et à découplage total (type Sanriku) peuvent être considérées comme des stades intermédiaires possibles.
Zones de Subduction A
Dans les Montagnes Rocheuses, les Alpes (fig. 6.13), les Appalaches, l'Oural, etc., les reconstitutions géologiques faites par différents auteurs ont montré que la couverture sédimentaire est substantiellement excédentaire par rapport au substratum continental sous-jacent.
Ceci les a amené a proposée l'hypothèse d'une subduction de tout un autre type de celle de Benioff (subduction B) décrite auparavant:
Cette nouveau type de subduction a reçu le nom de subduction d'Ampferer, ou subduction A, car Ampferer a été un des premiers à constater la déficience du substratum.
On peut dire que les zones de subduction A, ou d'Ampferer, sont:
des endroits où une partie de la croûte continentale sialique se trouve enfoncée à une profondeur relativement grande, sous une mégasuture.
Une telle situation géologique implique le développement dans la couverture de décollements à grande échelle, des plis et des failles inverses.
Au début, la majorité des adeptes de la théorie des plaques a difficilement accepté la notion de subduction A car la lithosphère continentale ayant une densité très faible:
(i) a tendance à flotter et
(ii) à résister à un enfoncement important.
Actuellement, presque tous les géologues l'ont acceptée, en particulier après les travaux de Molnar et Gray (1979) qui ont montré que même la croûte continentale inférieure peut entrer en subduction si elle s'individualise de la croûte supérieure.
A peu près à la même époque, Bird et al. (1975) ont montré que certains états thermiques et mécaniques sont capable de produire des laminations de la lithosphère qui permettent l'enfoncement dans l'asthénosphère de la croûte inférieure plus dense.
Le terme et le mécanisme de la lamination na rien à voir avec le terme et le mécanisme d'un détachement ou décollement. Une délamination exprime une disharmonie tectonique à l'intérieur d'un socle. Certains auteurs corrèlent la discontinuité de Conrad avec un niveau de délamination.
Figure 6.13- Ce bloc diagramme illustre schématiquement la zone de subduction de type A qui résulte de la collision entre la marge continentale divergente Nord de la Téthys et le continent Gondwana. La marge mésozoïque, qui forme les montagnes du Jura, plonge sous la chaîne des Alpes, qui se comporte comme la plaque chevauchante. Le raccourcissement de cette plaque étant beaucoup plus importante que celui de la plaque plongeante fait penser qu'une partie de celle-ci est engloutie en profondeur dans l'asthénosphère.
Sur la fig. 6.14), est illustré un exemple typique de subduction A de l'Europe :
- Il montre la zone de subduction associée à la formation des Alpes ;
- La plaque plongeante est formée par le substratum et des sédiments mésozoïques ;
- La plaque chevauchante est formée par des sédiments tertiaires ;
Figure 6.14 -Ligne sismique illustrant une subduction de type A (Ampferer) qui résulte de la collision entre la marge continentale mésozoïque nord de la mer de Téthys et le continent du Gondwana. Il est important de remarquer les différents raccourcissements de la plaque chevauchante (couverture Tertiaire) et de la plaque plongeante qui forme l'infrastructure mésozoïque.
- Le raccourcissement des deux plaques est très différent ;
- Les sédiments de la plaque plongeant ne sont pratiquement pas raccourcis ;
- Les sédiments de la plaque chevauchante sont très raccourcis.
- Le raccourcissement se fait par des chevauchements et des plis, qui forment la chaîne plissée des Alpes ;
L'exemple de la fig.6.15, vient de l'Amérique du Sud:
- Il illustre l'avant-fosse de la Cordillera Costera du Venezuela ;
- Le substratum mésozoïque, qui forme la plaque plongeante, plonge vers le Nord sous les sédiments cénozoïques ;
- Les sédiments mésozoïques sont de plus en plus raccourcis vers le Nord ;
- Le raccourcissement se fait par des chevauchements et des plis ;
- Les structures anticlinales associées à ce raccourcissement ont piégé des hydrocarbures en quantités significatives ;
- Plusieurs champs majeurs sont localisés dans ces structures.
Ex: Furrial, Musipan, Tejero, etc..
Figure 6.15- Cette ligne sismique de l'onshore Est du Venezuela (bassin de Maturin) illustre la collision de la marge continentale divergente du Nord de l'Amérique du Sud avec la plaque des Caraïbes.
- Sur la ligne illustrée dans la fig. 6.15, il faut remarquer que :
(i) Les grabens et demi-grabens associés avec la rupture du continent Gondwana sont visibles (partie SO de la ligne), ainsi que la marge divergente qui les surmonte.
(ii) La limite entre la phase transgressive et régressive de la marge est soulignée par l'apparition de réflecteurs sismiques progradants.
(iii) La limite entre la phase transgressive et régressive correspond aux niveaux de roches-mères qui ont générée l'huile des champs pétroliers localisés le long de l'alignement structural d'El Furrial (au nord du diapir d'argile).
Le troisième exemple est illustré sur la fig. 6.16 :
- La ligne sismique est un détail d'un profile de la campagne 3D tirée sur le champ de Jusepin profond. Ce champ découvert par Total en 1966 est localisé à quelques kilomètres au Nord du champ de Furrial. La découverte de Jusepin profond mérite d'être mentionnée car elle est la seule, et peut être l'unique, découverte économique faite au Venezuela depuis récente l'ouverture de ce pays aux compagnies étrangères.
Figure 6.16- Sur la ligne sismique précédente, cette ligne est à peu près localisé (en projection de quelques kilomètres) sur le carré rouge (planche précèdente). Le raccoucissment de la plaque chevauchante est très accentué. Le substratum, et en particulier le socle semble, également avoir été raccourci.
L'exemple de fig. 6.17 est emprunté à Burchfiel. Il illustre la collision des arcs insulaires avec la marge du Nord de l'Australie.
Figure 6.17- Ces schémas illustrent la collision entre des arcs insulaires avec la marge divergent du Nord de l'Australie.
Sur cette figure on peut identifier:
(i) Les reliques des arcs (couleur verte ) et la croûte océanique (grisâtre) qui se retrouvent dans la Papouasie Nouvelle Guinée.
(ii) Les arcs qui se sont formés suite à la subduction de la plaque Pacifique (océanique).
(iii) La convergence des deux plaques a amené le continent australien à plonger dans la zone de subduction. Ceci a raccourci les sédiments de la marge (violet) et de l'ancienne croûte continentale (rouge).
(iv) Le raccourcissement s'est fait principalement par des chevauchements et des plis.
(v) Les reliques des arcs sont les seules traces de sutures anté-phanérozoïques:
(vi) Les sutures anté-phanérozoïques constituent des "terrannes".
Morphologie de la Plaque Chevauchante
La morphologie de la plaque chevauchante le long d'une zone de Benioff dépend de la nature de la lithosphère, autrement dit si elle est océanique ou continentale.
A) Plaque chevauchante océanique (Type Marianne, fig. 6.18)
A.1 - L'arc volcanique est insulaire. Il est localisé dans un plateau intra-océanique formé pendant l'activité volcanique de l'arc.
A.2 - Le volcanisme est plutôt andésitique. Il se localise de préférence dans le segment de l'arc dominé par une forte tension de type compressif.
Figure 6.18- Dans une marge convergente du type Marianne, sur la plaque chevauchante, nous pouvons mettre en évidence: (i) un arc volcanique insulaire à volcanisme andésitique, (ii) des failles décrochantes perpendiculaires à la fosse, et (iii) des bassins d'avant et d'arrière-arc.
A.3 - L'arc peut être constitué par une chaîne d'îles et déplacé par des failles décrochantes orientées perpendiculairement à la marge de la plaque: c'est le cas des Aléoutiennes.
A.4 - Des failles décrochantes orientées perpendiculairement à la marge de la plaque sont fréquentes et caractéristiques des régions d'avant-arc et d'arrière-arc.
A.5 - Les bassins d'arrière-arc ou bassins marginaux sont des structures de distension créées dans un régime tectonique d'extension.
B) Plaque chevauchante continentale (Type Andin, fig. 6.19)
B.1- L'arc volcanique est caractérisé par une chaîne volcanique sub-aérienne avec une topographie importante.
B.2- Le volcanisme est très variable, avec prédominance basaltique.
B.3- Les roches calco-alcalines, andésites et thyolithiques sont fréquentes.
B.4- Le volcanisme se localise dans la région de l'arc en compression ou dans la région où la croûte continentale est épaisse.
B.5- D'importants complexes d'accrétion sont souvent associés à ce type de marge.
B.6- Des failles décrochantes parallèles à la fosse sont très fréquentes.
Figure 6.19- Les structures les plus probables sur la plaque chevauchante d'une marge de subduction du type Andin dépendent de l'angle de subduction. (i) Si l'angle est relativement grand, le bassin d'arrière-arc est très développé avec formation de grabens parallèlement à la fosse océanique. Les failles décrochantes sont fréquentes dans le bassin d'avant-arc. (ii) Si l'angle de subduction est faible, il y a découplement partiel entre les plaques, et de ce fait, la plaque chevauchante est très raccourcie. Des failles inverses et des décrochements se développent. Les failles décrochantes sont aussi très fréquentes dans le bassin d'arrière-arc.
Dans une marge du type Andin, depuis la fosse vers le continent, le plus souvent on peut distinguer (fig. 6.20):
- La fosse océanique ;
- Le prisme d'accrétion ;
- Le bassin d'avant-arc ;
- L'arc volcanique ;
- Le bassin d'arrière-arc, avec ou sans océanisation ;
- La lithosphère continentale
Figure 6.20- Dans une marge du type Andin, depuis la fosse océanique vers le continent, on peut distinguer: (i) la fosse océanique, (ii) le prisme d'accrétion, (iii) Le bassin d'avant-arc, (iv) l'arc volcanique, (v) le bassin d'arrière-arc et, (vi) la lithosphère continentale sensu stricto. Si l'extension du bassin d'arrière-arc est suffisante une déchirure du substratum peut se produire avec océanisation et formation d'une mer marginale. Par la suite il y aura formation de deux marges divergentes de type non-Atlantique.
Dans ce contexte géologique, autrement dit en association avec les zones de subduction B, les bassins que nous intéressent le plus sont les bassins d'arrière-arc, où des réserves importantes d'hydrocarbures ont été rencontrées.
Ces bassins, qui se forment dans un contexte géologique compressif, montrent souvent des inversions tectoniques importantes, comme celle illustrée sur la fig. 6.21.
Figure 6.21- Ce demi-graben illustre la phase d'extension dans un bassin d'arrière-arc associé à une subduction du type B. La discordance angulaire entre la phase d'étirement et la phase de "sag" est bien visible. Cette discordance marque le passage de la subsidence différentielle à la subsidence thermique. Le plus souvent, le potentiel pétrolier de ces bassins est associé à un sous-système pétrolier générateur qui se développe dans la phase d'étirement (rifting). Il est constitué presque toujours par des roches mères lacustres.
Dans la côte Ouest de l'Amérique du Nord, en association avec la subduction de la plaque du Pacifique, la plaque chevauchante montre des déformations très typiques. Ce sont les structures "Basins and Ranges" sont parfaitement identifiables sur les photos satellites (fig. 6.22).
Figure 6.22- Cette photo satellite de la partie Ouest de la plaque de l'Amérique du Nord illustre les "Basins and Ranges" à l'Est du bloc de la Sierra Nevada / Grande Vallée, sur la plaque chevauchante. La direction des failles normales suggère que la contrainte effective moyenne (s_2) était d'environ N 20° Est et, de ce fait, la direction d'extension (s_3) était N110°.
Les "Basins and Ranges" sont des structures extensives dont la morphologie et la localisation sont caractéristiques :
- Des blocs faillés basculés limités par des failles normales synsédimentaires ;
- Le rejets des failles est de l'ordre de 2000 mètres ;
Figure 6.23- Les bassins d'arrière-arc de la plaque de l'Amérique du Nord associés à la subduction des plaques de Juan de Fuca, Gorda, et du Pacifique (San Andreas) constituent les "basins and ranges" des Montagnes Rocheuses.
- La largeur des blocs est environ 20 kilomètres de large ;
- Ils se localisent sur la plaque chevauchante ;
Raccourcissement dans les Zones de subduction B
(i) Dans une convergence normale, le mouvement relatif de la plaque plongeante est perpendiculaire à la fosse océanique. Le raccourcissement de la marge de la plaque est parallèle au vecteur de la vitesse relative (fig. 6.24).
Figure 6.24- Dans cette planche (adapte de A. Bally,1985), on peut constater que dans les marges convergentes, le raccourcissement se fait le plus souvent suivant un axe perpendiculaire à l'axe de la fosse. Cependant, il n'est pas nécessairement parallèle au vecteur de convergence de la plaque (vitesse relative) comme on peut le constater à Sumatra et en Nouvelle Zélande.
(ii) Dans une convergence oblique, l'axe de raccourcissement dans la plaque chevauchante n'est pas parallèle au vecteur de la vitesse relative.
(iii) Dans un bassin d'avant-arc, le raccourcissement est normal à l'axe de la fosse. La composante de cisaillement se manifeste dans une zone spécifique cisaillante.
(iv) La présence d'un système de failles cisaillantes dans l'arc magmatique peut développer un plissement synchrone dans l'avant-arc. Cependant, la direction n'est pas nécessairement concordante avec le mouvement relatif de la plaque. Elle peut être une réponse à la transpression le long des failles cisaillantes intra-arc.
(v) L'axe de raccourcissement ne représente que l'indication d'une convergence oblique affectant la marge de la plaque.
Complexe d'accrétion
Quand la vitesse de convergence entre deux plaques lithosphériques et la vitesse absolue de la plaque chevauchante, vers la fosse océanique, sont importantes, les sédiments sont raccourcis par des plis et des failles inverses :
(i) dans la région de l'avant-arc, ces structures sont parallèles au plan de subduction,
(ii) dans la région de l'arrière-arc, leur vergence est normalement antithétique.
Le complexe d'accrétion ou complexe de subduction se développe dans la zone de la fosse océanique et de l'avant-arc. Dans ces régions, l'apport sédimentaire étant normalement faible, l'épaisseur du complexe de subduction est généralement peu significative. Cependant, elle est suffisante pour permettre le développement de structures tectoniques imbriquées (fig. 6.25).
Figure 6.25- Le raccourcissement du complexe d'accrétion associé à la zone de subduction B de la plaque Juan de Fuca, dans l' Ouest du Canada, est illustré sur cette ligne. Les sédiments marins profonds reposent sur la croûte océanique (rouge). Les sédiments sus-jacents sont raccourcis par des failles chevauchantes qui s'horizontalisent sur une surface de décollement à l'intérieur du complexe d'accrétion.
Quand, exceptionnellement l'épaisseur du complexe de subduction atteint 10 à 12 km, le mécanisme du raccourcissement est en général accompagné de fluage sédimentaire avec formation de diapirs d'argiles (Fig. 6.26).
Figure 6.26- Le complexe d'accrétion du bassin de Makran illustre les régimes tectoniques qu'on peut mettre en évidence dans un prisme d'accrétion. Le raccourcissement est intense pendant le Mio-Pliocène (plis et chevauchements), alors que pendant le Plio-Pleistocène, les sédiments ne sont pratiquement pas déformés. Dans la classification des bassins sédimentaires proposée par Bally, les complexes d'accrétion sont des chaînes plissées associées aux zones de subduction B.
Terrains d'accrétion
Dans les régions situées entre les arcs volcaniques, l'importance des failles cisaillantes sur les marges convergentes est très souvent renforcée par la mise en place de "terranes". Ces accrétions ont été particulièrement bien étudiées sur la côte Ouest de l'Amérique du Nord (fig. 6.27). Elles sont des associations sédimentaires à structure interne cohérente, qui se trouvent très éloignés de leur position originelle (moment du dépôt).
Le caractère allochtone des terrains d'accrétion a été corroboré par les études paléomagnétiques. De surcroît, les études stratigraphiques de chaque accrétion, ont montré des successions stratigraphiques, et faunistiques, très différentes de celles des terrains avoisinants.
Figure 6.27- La majorité des terrains d'accrétion illustrés sur cette figure (Wrangellia, Stikine, Francisquaine, Cache et Chulitine) est constitué par de la croûte océanique. Au moment de la sédimentation, ces blocs, qui ont une structure interne très cohérente, se trouvaient très éloignés les uns des autres.
Actuellement, sur la marge occidentale de l'Amérique du Nord, comme on peut le deviner sur la fig. 6.27, les terrains d'accrétion forment des corps géologiques allongés. Cependant, il est est possible qu'à l'origine ils avaient une géométrie équidimensionnelle. La position actuelle de ces terrains est probablement due à un déplacement décrochant, depuis le début de la convergence oblique entre les plaques du Pacifique et de l'Amérique du Nord.
La formation des failles cisaillantes (fig. 6.28), comme sur d'autres marges convergentes a pour origine :
(a) une subduction B oblique et
(b) un découplage partiel de la plaque chevauchante.
Figure 6.28- Le vecteur de convergence relative correspondant à une subduction oblique entre deux plaques se décompose en deux parties. L'une parallèle et l'autre orthogonale à la fosse océanique, ce qui induit sur la plaque chevauchante des failles cisaillantes.
Dans la plaque plongeante, pendant la convergence oblique entre deux plaques, les contraintes se traduisent par deux composantes:
(i) l'une est orientée perpendiculairement à la fosse et
(ii) l'autre parallèlement.
Ceci créée dans la plaque chevauchante :
a) Des failles de cisaillement.
b) Une phase compressive.
c) Une phase distensive, dont l'axe est orienté perpendiculairement à la marge.
La corrélation entre l'orientation de la marge et celle de l'axe de compression (ou de distension) est bonne dans l'arrière-arc et dans l'arc, mais elle est fortement distordue par les failles cisaillantes dans la région de l'avant-arc.
Marges de Collision
Les marges des collision (fig. 6.29) sont celles où la lithosphère continentale est subductée (subduction de type A, ou d'Ampeferer).
- Ces marges représentent le stade final de l'évolution des marges convergentes.
- Leur morphologie dépend de la lithologie des deux plaques. Celle de la plaque chevauchante est prépondérante.
Fig. 6.29- Lors la formation d'une marge de collision on peut considérer deux possibilités: (i) la collision entre deux continents séparés par de la croûte océanique et (ii) la collision entre un arc volcanique, par exemple, et un continent. La morphologie de la marge de colision va dependre principalement de la lithologie de la plaque chevauchante. On trouve dans ces marges, des traces, ou des vestiges de la croûte (ophiolites) qui, auparavant, séparaient les continents.
-Si les deux plaques sont composées par de la lithosphère continentale (type Alpin-Himalayen), la subsidence partielle de la lithosphère continentale se fait avec un fort raccourcissement des sédiments des marges, en particulier quand deux marges passives entrent en collision.
-La subduction de ces marges produit la formation de structures compressives (plis et failles inverses) similaires à celles développées dans le complexe de subduction B.
Figure 6.30- Les reconstitutions paléogéographiques montrent qu'à la fin du Paléozoïque, différents blocs continentaux (Tarim, Yangtze, Kolyma, etc.) étaient individualisés dans la Mer de Téthys. L'Eurasie est en partie, le résultat de la collision de ces différents micro-continents.
La différence fondamentale entre un complexe de subduction de type B et un complexe de subduction de type A, ou d'Ampferer, réside dans l'épaisseur et dans la nature des sédiments. L'évolution du processus de subduction de type A est en contradiction avec la densité de la lithosphère continentale. Pour expliquer ce processus, comme je l'ai déjà dit, certains géologues ont évoqué le mécanisme de "delamination". Ce mécanisme produit un déplacement de la zone de subduction et une augmentation de l'épaisseur de la lithosphère. Cet épaississement se fait jusqu'à ce que la résistance à l'enfoncement soit tellement grande qu'une réorganisation totale du mouvement des plaques est nécessaire.
Dans l'évolution de la subduction de la lithosphère, la plaque chevauchante subit un raccourcissement dans la région d'arrière-arc et l'arc volcanique cesse son activité. Par la suite, l'arc volcanique est déformé par des failles chevauchantes et par des plis à vergence opposée à celle du plan de subduction, ce qui produit une marge de collision à double vergence.
Le processus de collision suppose la création de nouvelles surfaces continentales par formation de nouveaux segments orogéniques liés aux phénomènes de subduction continentale. La répartition de cette dernière est elle-même liée à la surface des continents, ou plus exactement à leurs périmètres. Ainsi, on peut se demander, si par ce mécanisme, les continents n'auraient tendance à croître indéfiniment ?
Croissance des continents
L'utilisation des multiples traceurs isotopiques semble indiquer que les continents ont augmenté de surface et de volume au cours des temps géologiques :
- La croissance continentale aurait débuté il y a 4 milliards d'années (âge des plus vieux continents).
- Elle se caractérise par un taux de croissance presque constant au cours du Précambrien et par un infléchissement progressif vers 1000 millions d'années.
Figure 6.31- La tectonique en mosaïque est bien représentée par la collision des blocs asiatiques. La chaîne de l'Himalaya est le résultat d'une grande cassure dans la plaque Indienne. Cette cassure s'est produite il y a environ 25 millions d'années. Elle a conditionnée le chevauchement de la partie Nord sur la partie Sud.
- A partir de 500 millions d'années, la taille des continents entre dans une phase stationnaire.
Figure 6.32- Suite à la collision de deux blocs continentaux, l'épaisseur de la lithosphère s'épaissit ce qu'implique par la suite des réajustements isostatiques importants.
-Depuis cette époque, c'est-à-dire depuis le Phanérozoïque, la masse totale des continents ne s'accroît plus. Il s'en forme et s'en détruit une proportion équivalente.
L'examen des chaînes de collision, comme par exemple les chaînes himalayennes, a montré que l'épaisseur de la croûte continentale a doublé au niveau des sutures (fig. 6.31 et 6.32). Sur toute la longueur de la suture, la surface exposée s'est réduite de moitié. Le réajustement isostatique et l'érosion aidant, en quelques 30 millions d'années, la croûte continentale aura retrouvée son épaisseur moyenne d'environ 30 kilomètres. On peut dire que les continents sont insubmersibles, mais qu'ils ne sont pas indestructibles:
(a) ils échappent à l'engloutissement mantéllique brutal qui absorbe continuellement la surface océanique, mais
(b) ils subissent la lente érosion superficielle qui associée à la collision détruit d'abord la surface continentale, puis la masse du continent
Les sédiments produits par ce processus retournent dans le manteau, entrainés par les planchers océaniques qui les portent le long des plans de subduction.
Comme le pensent certains auteurs, la croissance des continents apparaît comme le résultat d'un antagonisme entre les processus créateurs et destructeurs des continents, liés à la subduction et à la collision :
- Au début, il existe peu de continents, donc les processus de collision sont rares mais.
- Au cours du temps géologique, la surface des continents augmente, elle se fractionne et les morceaux mobiles finissent par entrer en collision.
- Ainsi, il y a 500 millions d'années, il semble que le processus de la collision continentale, dont l'importance a augmenté avec le temps, finit par compenser la création de surface continentale au niveau des zones de subduction.
Figure 6.33- L'évolution des Alpes Suisses d'après Mattauer.
Ce modèle a des implications sur le comportement et la structure de l'unité continentale. Une nouvelle tectonique continentale a été proposée, c'est la Tectonique en Mosaïque, où les processus de fracturation et de collision (soudures) sont les deux processus complémentaires et fondamentaux de l'évolution continentale comme dans l'évolution des Alpes Suisses proposée par Mattauer (fig. 6.33).
En effet, comme on peut le constater sur la figure ci-dessus, Mattauer a proposé pour les Alpes Suisses l'évolution suivante :
(i) Au Trias,
l'Europe et l'Afrique faisaient partie de la Pangée, autrement dit l'Europe était encore soudée au Gondwana.
(ii) Au Jurassique
Ouverture de l'océan alpin. Cet océan séparait un continent Européen de l'Afrique. Des bras de mer épicontinentale s'étendaient sur l'Europe.
(iii) Au Crétacé inférieur
Un événement géologique très important prend place sur le bord sud de l'océan alpin. Cet événement conduit à la formation d'une chaîne côtière encore mal définie.
(iv) Au Crétacé supérieur
Obduction océanique sur le continent européen accompagnée d'une tectonique très intense.
(v) A l'Oligocène
Collision et formation des grandes nappes alpines déversées vers le Nord. La suture est marquée par l'abondance des roches mantéliques.
Les reconstitutions géologiques des deux chaînes de montagnes les plus célèbres, les Alpes et les Himalayas ont montré qu'elles sont le résultat de la superposition, dans le temps et dans l'espace, de plusieurs mécanismes tectoniques successifs:
a) Subduction,
b) Chaîne collision Océan / Continent,
c) Chaîne collision Continent / Continent,
d) Chaîne Intra-continentale.
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Dernière modification : Juin, 2014