Géométrie en contact vertical :

Après avoir modélisé une géométrie de la limite océan-continent inclinée, favorable à une reprise en faille inverse, nous nous sommes posé la question de savoir si une géométrie moins bien orientée (contact vertical autour de la TOC) pouvait déclencher malgré tout l’initiation d’une zone de subduction. Cette géométrie est a priori particulièrement pertinente pour la marge ouest de l’Algérie (Govers et Wortel, 2005 ; Medaouri et al., 2014 ; Badji et al., 2015). Afin de répondre à cette question, nous avons modélisé un système où la zone de transition océan-continent est un contact vertical. Nous avons gardé les mêmes paramètres de modélisation utilisés pour une géométrie inclinée à savoir une vitesse de convergence de 2 mm/an ainsi qu’une anomalie thermique plus chaude au niveau du contact océan-continent. 5.2.2.1 Modèle 5 :

Pour ce premier modèle, nous avons conservé le même gradient géothermique que pour le modèle de référence (Figure 5-5) avec une TOC de nature continentale comme pour le modèle de référence (modèle 1).

Au bout de 2.5 millions d’années (Figure 5-15) nous remarquons une déformation importante localisée au niveau de la TOC et des sédiments. Cette déformation s’accentue un peu avec une géométrie en « fish-tail » de la TOC autour de la croûte océanique. Au bout de 5 millions d’années le modèle n’a pas évolué vers une subduction.

Figure 5-15. Modèle thermomécanique (0-5Ma) avec un gradient géothermique chaud au niveau d’une TOC continentale à contacts verticaux. En haut : gradient géothermique. Au milieu : taux de déformation. En bas : phases rhéologique (rouge : croûte océanique, bleu nuit : croûte continentale, bleu ciel : manteau, blanc : TOC continentale et orange : sédiments). Captures d’image au début (0Ma) au milieu (2,5Ma) et à la fin (5Ma).

L’analyse des taux de déformation (Figure 5-16) indique que la croûte océanique à bordure verticale vient poinçonner la croûte continentale, entraînant un début de sous- charriage de la partie inférieure de la TOC sous la croûte océanique.

Figure 5-16. Taux de déformation du modèle 5 au niveau de la Transition Océan-Continent. Traits rouges : plans de failles supposés.

Cette déformation provoque un soulèvement de la couche sédimentaire d’environ 1 km, formant un prisme sédimentaire étroit bordé par deux failles inverses. Ainsi, nous localisons la déformation au niveau de la limite océan – TOC continentale ; par contre, la géométrie du Moho ne correspond pas aux résultats obtenus par analyse isostatique. En effet, la croûte océanique se déforme relativement peu et ne montre pas de flexion, et la TOC est poinçonnée par cette dernière, ce qui provoque une faille de pendage Nord au niveau de la limite océan – continent, ce qui est en contradiction avec la géométrie de la marge algérienne. 5.2.2.2 Modèle 6 :

Dans ce modèle, nous gardons les mêmes paramètres que le même modèle précédent mais en utilisant une TOC de nature océanique.

Ces paramètres rhéologiques provoquent une déformation au niveau de la lithosphère océanique au bout du premier million d’années (Figure 5-17), loin de la zone de transition océan-continent. Cette déformation se manifeste sous forme de plis (flambage) mais aucune initiation de subduction ne se produit. En effet, la lithosphère la plus chaude (océanique) bute sur une lithosphère plus froide (continentale) et plus résistante ce qui amène à propager la

déformation au niveau de la croute océanique et de là à développer un flambage, comme dans les modèles 2, 3 et 4.

Figure 5-17. Modèle thermomécanique (0-5Ma) avec un gradient géothermique chaud au niveau d’une TOC océanique à contacts verticaux. En haut : gradient géothermique. Au milieu : taux de déformation. En bas : phases rhéologique (rouge : croûte océanique, bleu nuit : croûte continentale, bleu ciel : manteau, blanc : TOC océanique et orange : sédiments). Captures d’image au début (0Ma) au milieu (2,5Ma) et à la fin (5Ma).

L’analyse du taux de déformation (Figure 5-18) montre une déformation qui se propage le long de la croûte océanique qui absorbe toute l’énergie qui se dissipe sous forme de plis (flambage) de faible amplitude, sans aucune initiation de subduction. En effet, l’absence de contraste rhéologique à l’intérieur de la croûte océanique fait que la déformation ne peut se localiser à l’intérieur du modèle.

Figure 5-18. Taux de déformation du modèle 6 au niveau de la Transition Océan-Continent.

L’explication est que le gradient géothermique n’est pas assez chaud au niveau de la limite croûte océanique-croûte continentale (Figure 5-19) : en l’absence d’un affaiblissement thermique, le domaine océanique chaud (<20 Ma) absorbe toute la déformation de manière diffuse.

Figure 5-19. Superposition du gradient géothermique avec la géométrie des différentes phases rhéologiques. Contact direct océan-continent (TOC océanique).

D’après ces premiers modèles numériques (avec une limite inclinée ou verticale), le facteur principal déclenchant la subduction est la présence d’une croûte continentale mince en pied de marge, favorablement orientée, et réchauffée de manière importante par le domaine océanique proche. Il est cependant difficile de savoir si c’est plutôt la marche

d’escalier au niveau géothermique, ou la présence de la TOC continentale, qui localise la déformation. De plus, dans ces modèles la déformation se situe plutôt au sud de la TOC, donc au Nord de la zone de croûte continentale amincie, et non au pied de marge (ou même au sein de la marge) comme semble le montrer la sismique et les modèles de flexion, mais aussi la déformation sismogène (comme illustré lors du séisme de Boumerdès de 2003).

Nous allons donc essayer de déplacer la « marche d’escalier » du gradient géothermique vers le sud (donc à droite du modèle) afin de tester son effet sur la déformation : celle-ci pourrait-elle alors migrer au niveau de la limite sud de la TOC ou même dans la lithosphère continentale normale ? Je vais donc reproduire les mêmes modèles que les modèles 1 et 6 avec simplement un gradient géothermique modifié, plus chaud vers le continent.

5.2.3 Gradient géothermique chaud au niveau de la limite continentale :