Gradient géothermique chaud au niveau de la limite continentale : 1 Modèle 7 :

Nous avons modélisé dans ce cas les mêmes paramètres que le modèle de référence avec une différence dans la position de la transition entre géotherme océanique (chaud) et géotherme continental (froid). La limite du géotherme de type océanique se situe au sud de la TOC et au nord de la marge continentale (Figure 5-20).

La TOC est ici de nature continentale avec une géométrie inclinée favorable à l’initiation d’une zone de subduction.

Figure 5-20. Superposition du gradient géothermique étroit et chaud au niveau de la limite TOC-Continent avec la géométrie des différentes phases rhéologiques.

Malgré l’anomalie thermique assez marquée au sud de la TOC, il apparaît clairement que la déformation se localise préférentiellement au niveau de la limite nord de la TOC, là où se situe un contraste rhéologique (différence de densité et de viscosité entre la TOC continentale et la croûte océanique). En effet, après 2 millions d’années, une flexion de la lithosphère océanique est initiée (Figure 5-21) et la déflexion vers le bas est assez importante (de l’ordre de 3 km). Cette déflexion augmente au cours du temps en provoquant la croissance en surface d’un prisme sédimentaire dû à l’important cisaillement qui se produit au niveau de la limite océan-continent.

Malgré l’affaiblissement thermique, la déformation se focalise initialement au niveau de la faiblesse rhéologique avec un grand cisaillement localisé, et pas à la limite TOC-croûte continentale donc pas réellement en pied de marge (Figure 5-22). Cependant, à la fin de l’expérience, la TOC est très déformée, et la déformation se retrouve effectivement localisée au pied de la marge, avec une vergence générale du système correspondant à une initiation de subduction. Ce modèle suggère que le contraste rhéologique bien orienté entre océan et continent joue un rôle majeur dans la localisation de la déformation.

Figure 5-21. Modèle thermomécanique avec un géotherme étroit chaud élargi au niveau de la croûte continentale inclinée. En haut : températures. Au milieu : taux de déformation. En bas : phases rhéologiques (rouge : croûte océanique, bleu nuit : croûte continentale, bleu ciel : manteau, blanc : TOC et orange : sédiments). Captures d’image au début (0Ma) au milieu (2,5Ma) et à la fin (5Ma).

Figure 5-22. Taux de déformation du modèle 7 au niveau de la Transition Océan-Continent. Traits noirs : TOC flexurale. Traits rouges : plan de faille supposé.

5.2.3.2 Modèle 8 :

Dans ce cas nous allons modéliser la même configuration rhéologique et thermique que le modèle précédent mais avec une limite transition océan-continent verticale. De ce fait, nous reprenons le modèle 5 mais avec un géotherme plus chaud au niveau de la marge continentale (voir géotherme du modèle 7 en Figure 5-20).

L’anomalie thermique assez marquée au niveau de la TOC localise toujours la déformation au niveau de la limite croûte océanique-TOC continentale, comme dans le modèle 1. Il apparait clairement que la déformation se produit au niveau de la limite nord de la TOC, là où se situe un contraste rhéologique important. Au bout de 2 millions d’années une flexion de la lithosphère océanique vers le bas est observée (Figure 5-23). La TOC continentale, mal orientée pour jouer le rôle d’une zone de faiblesse, est écrasée et poinçonnée par la croûte océanique. Au bout de 5 millions d’années, la TOC est complètement déformée, avec une partie inférieure sous-charriée sous le manteau océanique et une partie supérieure qui remonte au niveau de la couche sédimentaire. La lithosphère océanique ne s’enfonce pas dans le manteau.

L’analyse de la déformation (Figure 5-24) indique donc que la croûte océanique à bordure verticale vient poinçonner la TOC, entraînant un sous-charriage d’une partie de celle- ci sous la croûte océanique. Parallèlement, la lithosphère océanique commence à s’enfoncer et à poinçonner la croûte continentale inférieure au niveau de la marge, causant une

géométrie du Moho en pente douce assez comparable à celle observée en sismique. Cependant, aucune subduction à proprement parler n’est observée dans ce modèle.

Figure 5-23. 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).

Figure 5-24. Taux de déformation du modèle 8 au niveau de la Transition Océan-Continent. Traits rouges : plan de faille supposé.

Il apparait clairement que le contraste rhéologique entre la TOC continentale et la croûte océanique (à gauche dans les modèles) est plus important que celui entre la TOC océanique et la croûte continentale (en cas de contact direct entre croûte océanique et continentale), y compris lorsque le gradient géothermique est anormalement chaud en pied de marge. Ce fort contraste mécanique localise la déformation au niveau de la TOC qui est complètement écrasée sous l’effet du poinçonnement de la lithosphère océanique. Une marge avec une TOC raide et une anomalie thermique prononcée produit une géométrie du Moho qui ressemble bien à celle observée sur la marge algérienne, avec une pente assez douce du Moho en direction du continent. Par ailleurs la remontée d’un fragment de TOC pourrait expliquer la présence au niveau du Cap Bougaroun (petite Kabylie) des fragments de manteau et de gabbros exhumées (Abbassene et al accepté et Bosch et al., 2014).

Par contre, nous ne retrouvons pas les plans de failles inverses à pendage nord visibles sur ce modèle au niveau des profils sismiques, bien qu’il puisse s’agir de l’extension en profondeur de l’extension majeure que forme la suture entre les zones internes et les zones externe visible plus au Sud au niveau du continent à l’image de la structure du sahel (Boudiaf, 1996, Yelles et al., 2009 et Leprêtre, 2013). De plus, en faisant tourner ce modèle pendant plus longtemps (10 Ma), nous avons constaté qu’il n’évoluait pas vers le développement d’une subduction.