Géologie structurale 2

Classe Education /S4 Module M25 : GEOLOGIE STRUCTURALE

Géologie structurale 2 ^ème partie

Tectonique globale /Texte

Pr. Mohamed SAADI

* [2019/2020]

CHAPITRE 1 : LES STRUCTURES CONTINENTALES DE DISTENSION : LE RIFTING ET LA TYPOLOGIE DES BASSINS SEDIMENTAIRES

Les failles normales accommodent la divergence et la distension (Voir la Fig. 1, Planche 1 pour la terminologie et la signification de ces termes).

Par contre les failles inverses accommodent la convergence et le raccourcissement

Les bassins sédimentaires sont généralement l’expression de la distension. Ce sont des dépressions liées généralement à un affaissement superficiel lent de la croûte continentale.

Que l’on désigne généralement sous le nom de subsidence. Celle-ci est due à des causes multiples, dont les principales sont :

- une surcharge (série sédimentaire, volcans, calotte glaciaire, nappes de charriage...);

- le refroidissement de la lithosphère, qui augment sa densité (subsidence thermique)

- l’étirement de la lithosphère, qui provoque son amincissement et, corrélativement, la remontée du manteau supérieur asthénosphérique, plus dense, dont l’isostasie provoquera ensuite l’affaissement

- la flexion de la lithosphère vers le bas et son enfoncement forcé dans le cadre d’un processus tectonique de compression ou de distension (subsidence par flexion).

Les bassins sédimentaires peuvent ainsi être divisés en 3 catégories :

- les bassins contrôlés par l’amincissement lithosphérique : les fossés d’effondrement (rift, bassins en pull-apart et d’arrière arc) ;

- les bassins liés au refroidissement de la lithosphère (bassins intracontinentaux et plaines abyssales) ;

- les bassins liés aux chaînes de montagnes désignés souvent sous le nom de bassins molassiques, mais qu’il faut diviser en bassins d’avant-chaîne (bassins flexuraux contrôlés par la flexion de la lithosphère), et bassins d’arrière-chaîne, liés à un processus de subduction.

A- LES FOSSES D’EFFONDREMENT :

1- Rift et la déchirure continentale (Planche 1, fig. 2, 3, 4) :

Mécanisme de formation du rift ou du fossé. Sous l'effet d'une distension, la croûte casse en surface suivant un système de failles normales conjuguées, tandis qu'en profondeur la croûte ductile s'amincit en s'étirant. Les failles normales de surface tendent à se coucher peu à peu en profondeur, devenant ainsi des failles « listriques », ceci avant de s'estomper dans la zone de passage de la croûte fragile ou rigide à la croûte « ductile»).

Le stade « rift continental » et le stade « expansion océanique » se succèdent dans le temps. Entre les deux intervient un événement majeur: la rupture continentale, qui est aussi, le plus souvent, une rupture de la lithosphère tout entière. Alors le rift continental est coupé en deux par l'océan qui s'ouvre. Chacun des demi-rifts s'éloigne peu à peu de son frère jumeau à mesure que l'océan grandit, et devient alors une marge continentale passive.

a- Le rift est un lieu d'amincissement crustal et de subsidence active (subsidence

«initiale»), souvent occupé par un bras de mer ou par un lac, parfois entièrement comblé par des sédiments. De chaque côté du rift, les crêtes (le sommet des épaules) forment des reliefs (de 1 500 à 2 000 m d'altitude), et occupent des surfaces comparables à celle du fossé central.

L'extension horizontale et l'amincissement de la croûte tout entière sont

accompagnés par la remontée du Moho sous l'axe du rift. Un tel amincissement provoque naturellement, par réaction isostatique, une subsidence initiale souvent très importante. Mais, paradoxalement, l'amincissement lithosphérique est aussi responsable du soulèvement des épaules du rift, c'est-à-dire d'un mouvement vertical en sens inverse.

b- Il y a deux modèles d’amincissement lithosphérique au niveau du rift :

- Les figures 2, 3 et 4 (Pl. 1) représentent le modèle de l'aplatissement lithosphérique (on dit aussi: de «cisaillement pur », modèle de McKenzie, fig. 1, Planche 2). En ce cas, la lithosphère s'amincit et se rompt à la manière d'une pâte à modeler que l'on étire : tous les niveaux s'aplatissent et s'amincissent dans la même proportion. Le dôme asthénosphérique, où se produit la fusion partielle des péridotites et où, pour cette raison, s’enracinent les volcans, est situé sous l’axe du rift.

- Une autre famille de modèles d'amincissement de la lithosphère propose que la déformation se concentre dans des zones mobiles appelées «zones de cisaillement»

(on parle en ce cas de «cisaillement simple », modèle de Wernicke, fig. 2, Planche 2).

Selon ce schéma la lithosphère est traversée par une seule et gigantesque zone de cisaillement peu inclinée par rapport à l'horizontale, souvent nommée «faille de détachement». Cette faille peut d'ailleurs être un héritage ancien. De cette manière, la lithosphère tout entière s'amincit progressivement. Toutefois les marges continentales «conjuguées» créées de cette façon ne sont pas symétriques. Ce sont de fausses jumelles, l'une étant principalement constituée de croûte continentale inférieure, l'autre de croûte continentale supérieure. De plus, le site d'amincissement de la croûte et celui de la lithosphère sont en ce cas décalés, parce que le dôme asthénosphérique et les volcans qui lui sont associés sont désormais situés sous un des flancs du rift, et non plus exactement à son axe comme dans le modèle précédent (fig. 2, Planche 2).

L'amincissement lithosphérique peut aboutir dans certains cas à la dénudation tectonique des niveaux lithosphériques profonds à l'axe des rifts et au pied des marges passives.

2- Les bassins en « pull-apart »

On les nomme aussi rhombochasmes ou bassins d'extension longitudinale. Ce sont des rifts dont l'ouverture est due au glissement longitudinal des deux lèvres le long d'un décrochement en ligne brisée. On voit ainsi apparaître un bloc losangique qui s'effondre. On remarquera que l'on n'est plus ici en régime de distension classique mais de coulissement, c'est-à-dire que ces fossés peuvent se produire aussi en régime de contraction (1 horizontal).

L'exemple le plus classique est celui de la mer Morte le long de la faille décrochante du Jourdain (fig. 1, planche 4).

B- LES BASSINS PROPREMENT DITS

Ce sont des dépressions ovales ou arrondies où les sédiments prolongent en continuité ceux des plates-formes voisines, beaucoup plus minces et lacunaires. Le maximum d'épaississement reste au voisinage du même axe pendant toute l'évolution. Le rapport profondeur/diamètre est de l'ordre de 1/100 à 1/50^e.

EXEMPLE: le bassin de Paris (fig. 1, planche 5 et planche 6).

Il contient environ 2 500 m de couches secondaires et tertiaires en son centre (contre quelques centaines de mètres pour ces mêmes terrains à sa périphérie). Cette épaisseur correspond à un taux de sédimentation moyen de 0,1 mm/an.

Modèle explicatif de la subsidence : Après le « rifting » permien, il y a eu détumescence thermique et celle-ci a individualisé une zone déprimée plus vaste dans laquelle s'installera la subsidence mésozoïque. Le déclenchement du phénomène de subsidence est donc une distension appliquée à une croûte fragilisée par d'anciennes structures, elles-mêmes distensives.

C- LES BASSINS MIXTES 1- Bassins aulacogènes.

Un tel bassin se développe sur la marge d’un continent, perpendiculairement à cette marge et s’ouvrant sur l’océan. L’ouverture du bassin se fait en cisaille entre deux ensembles lithosphériques de tailles différentes qui bougent l’un par rapport à l’autre. Ce bassin peut jouer à la compression comme à la distension et même se terminer par une fissure crustale.

Exemple du bassin aquitain. (Planche 5, Fig. 2).

2- Bassins molassiques.

Ce sont des bassins qui se forment en bordure de chaînes de montagnes par exemple suite à un mouvement de flexure de la croûte continentale et qui sont ensuite occupés par des sédiments d’érosion de ces chaînes de montagnes : les molasses.

Pétrographie des molasses. Ce sont des roches sédimentaires détritiques à grains fins (grés) avec une proportion significative de grains de quartz qui sont abrasifs. Le liant qui les unit est tendre (souvent un ciment calcaire).

Si le ciment est argileux ce sont des grauwackes.

Elles sont différentes des flyschs (qui peuvent être pris au niveau de l’échantillon pour des molasses). Les molasses et les flyschs se distinguent par leurs origines géodynamiques, les flyschs étant des dépôts syntectoniques. Les molasses sont post tectoniques donc en avant de la chaîne de montagnes. Les molasses ont été entraînées par les cours d’eau et déposées en mer (aspect deltaïque), cas typique du fleuve qui se jette dans un bassin.

On peut distinguer :

a) les bassins molassiques d’avant chaîne. Ils se forment au front d’une chaîne en cours de plissement et parallèlement à sa direction là où la lithosphère fléchit sous la charge que représente la montagne d’où le nom donné de bassins flexuraux (Planche 7 et Planche 8) puis (pl. 10, fig.1)

b) les bassins d’arrière chaîne. On les trouve à l’intérieur des arcs que forment certaines chaînes (la mer d’Alboran et la mer Tyrrhénienne, planche 9 et pl. 10 fig. 2).

CHAPITRE 2 : LA CONVERGENCE ET LES STRUCTURES

CONTINENTALES DE COMPRESSION : LA TYPOLOGIE DES CHAINES DE MONTAGNES

Ce chapitre analyse de façon synthétique les divers phénomènes provoqués par la convergence lithosphérique qui contribuent, à des titres divers, à la création, à la destruction et à la transformation de la lithosphère continentale.

Les failles inverses et les plis accommodent la convergence et la compression.

La compression résulte toujours d'un phénomène de convergence de plaques.

Quand une plaque lithosphérique portant une croûte continentale est ainsi comprimée, elle se déforme. La déformation commence évidemment par en affecter les parties les plus fragiles, où apparaissent alors des failles inverses et des failles plis. Si la déformation s'accentue, on obtient une véritable chaîne de montagnes.

Ces chaînes de montagnes sont de plusieurs types : i) les chaînes de marge (chaînes de subduction, chaînes d'obduction, chaînes de collision) ; ii) Les chaînes intracontinentales.

I- L' ACCRETION CONTINENTALE ET L'EROSION TECTONIQUE DANS LES ZONES DE SUBDUCTION (Pl.12., fig. 1, 2 et 3)

La croûte continentale (Pl.12., fig. 1) est principalement épaisse et relativement peu dense, elle reste à la surface de la planète, à la différence de la croûte océanique beaucoup plus mince et plus denses et entraînée peu de temps après sa formation (moins de 200 Ma) dans les zones de subduction. En principe, le destin de la lithosphère continentale est donc de s'épaissir par accrétion de croûte continentale, tandis que celui de la lithosphère océanique est de disparaître de la surface du globe (moins de 200 Ma après sa formation), en s'engloutissant dans l'asthénosphère sous les marges et les arcs insulaires actifs. En réalité, plusieurs processus distincts contribuent à 1'« accrétion continentale».

a) L'accrétion tectonique au front de la plaque chevauchante

Quand s'enfonce une plaque océanique dans une zone de subduction, les sédiments qu'elle porte peuvent, selon les cas, être « avalés» avec elle, ou bien être retenus en surface dans la zone frontière entre les deux plaques convergentes. Il se constitue à son front un bourrelet de sédiments déformés et entassés les uns sur les autres, qui s'épaissit progressivement jusqu'à émerger localement. Ce bourrelet est nommé « prisme d'accrétion tectonique ».

b) Accrétion magmatique dans la plaque chevauchante - en introduisant de l'eau dans la zone de subduction, la plaque océanique plongeante favorise la fusion partielle des péridotites de la plaque chevauchante, l'eau agissant comme un fondant qui abaisse, à pression constante, la température de fusion des roches.

Les magmas ainsi produits sont moins denses que l'encaissant, et montent en cheminant à travers des chambres magmatiques étagées jusqu'en surface, où ils donnent naissance à de puissants et dangereux volcans (arcs insulaires ; fig. 1, Planche 12).

II- LA SUBDUCTION ET LA COLLISION CONTINENTALE

Quand une plaque en voie de subduction comporte à la fois une partie océanique et une partie continentale, il arrive un moment où le continent porté par cette plaque arrive au contact avec l'arc ou avec la marge active portés par la plaque chevauchante. Alors commence la collision continentale.

Le premier effet de la collision est d'engager de la lithosphère continentale dans la zone de subduction (fig. 2, planche 12).

III- LES CHAÎNES DE SUBDUCTION

Elles apparaissent à la verticale d’une zone de subduction lorsqu’il y règne un régime compressif.

Le pendage de la zone de subduction serait sous la dépendance de plusieurs facteurs dont

le principal paraît être la convergence plus ou moins rapide des plaques en présence (facteur lié à la tectonique globale) et, secondairement, la plus ou moins grande vitesse d'en- foncement de la plaque océanique plongeante, vitesse qui est liée à son épaisseur et son ancienneté relative (les lithosphères anciennes sont plus épaisses, plus froides et plus denses).

Suivant les interférences de ces différents facteurs, on aurait donc des subductions à forte pente (supérieure ou égale à 30°, exemple l'arc des Mariannes ; planche 12, fig. 3), donnant, à la surface de la plaque chevauchante, des structures de distension et du magmatisme, ou des subductions à faible pente (1 à 10°, exemple la Cordillère des Andes, de type Chili; planche 12, fig. 3) avec en surface de la plaque supérieure, des structures de compression et arrêt du magmatisme.

Dans le cas des Mariannes, la subduction provoque l'ouverture de bassins dit

«arrière-arc» comme le bassin des Mariannes ou la mer du Japon. Dans le cas des Andes, la subduction conduit au contraire à la formation d'une chaîne de montagnes très élevée par raccourcissement de la croûte au-dessus de la surface de Wadati-Benioff.

IV- LES CHAINES D’OBDUCTION

On parle d’obduction lorsque une portion de lithosphère océanique chevauche une bordure continentale, ce qui est a priori anormal eu égard aux densités respectives de ces deux milieux.

Ces lames obductées n'ont jamais l'épaisseur de la lithosphère océanique normale (40 à 60 km) : il s'agit donc, soit de lithosphère anormale ou jeune, soit du résultat du clivage d'une lithosphère normale, ce qui impliquerait l'existence de niveaux de décollement (Planche 13, fig. 1 & 2).

Pour décrire ces dispositions inverses de la subduction, on a créé le terme d’obduction.

Pour son créateur, le géologue américain Coleman en 1971, cette superposition serait liée à une tectonique de compression brutale rendant secondaires les différences de densité. Il y aurait en somme collision de deux plaques lithosphériques, le bord de l'une passant par dessus l'autre, quelle que soit sa densité.

Dès que la compression cesserait, l'isostasie reprendrait ses droits par apparition d'un plan de subduction classique qui isolerait la lame obductée.

Le mécanisme débute par une subduction intraocéanique à proximité d'une marge conti- nentale A. Celle-ci suit le mouvement et s'enfonce sous B, si bien que l'obduction se produit. Mais l’isostasie stoppe bientôt le système en raison de la légèreté relative de A.

L'équilibre se rétablit; un nouveau plan de subduction peut apparaître mais la disposition du système implique qu’il se crée en sens inverse du précédent (phénomène dit « flip »). La lame obductée est désormais fossile.

Exemple : La chaîne d’Obduction d’Oman (Planche 13 ; fig. 1 & 2)

Il semble bien que l'obduction n'interviendrait qu'avec des lithosphères jeunes et minces, encore légères, brusquement mises en compression, au sein desquelles se produisent des clivages sub-horizontaux.

V- LES CHAINES DE COLLISION

Comme leur nom l'indique, elles résultent d'un phénomène de collision entre une marge continentale et une autre structure qui peut être :

- soit une croûte océanique ou, plus fréquemment, un arc insulaire. Le résultat est une chaîne liminaire;

- soit une autre marge continentale. Le résultat est une chaîne de collision

intercontinentale ou chaîne de collision sensu stricto (anciennes chaînes « géosynclinales»

ou « biliminaires » des auteurs).

A- CHAINES LIMINAIRES : L’ILE DE TAIWAN (Planches 14 ; fig. 1,2 et 3) Elle résulte de la collision, actuellement en cours, de l'arc des Philippines avec la marge chinoise (eurasiatique).

L'archipel des Philippines est un arc insulaire volcanique (dit arc de Luzon) qui est séparé de l'Asie par la mer de Chine méridionale en cours d'ouverture (début du Tertiaire).

La fosse de Manille est une surface de subduction à pendage E. Elle est associée à un important prisme d'accrétion.

B- CHAINES DE COLLISION INTERCONTINENTALES :

Elles résultent de la collision de deux marges continentales jadis séparées par un espace de croûte océanique. La plupart des chaînes actuelles de ce type se trouvent le long de l'axe orogénique qui court de Gibraltar aux Philippines, ou axe téthysien ou mésogéen (planche 15, fig. 1 & 2), axe qui a été depuis longtemps interprété comme le résultat de la collision des blocs africain et indien, d'une part, eurasiatique de l'autre.

La genèse de ces chaînes impliquant la fermeture d'un domaine océanique, leur évolution comprend deux stades, la disparition de ce domaine puis la collision proprement dite.

1. La disparition du domaine océanique appartenant forcément à l'une des plaques en présence, s'effectue par subduction sous l'autre. Ce stade laisse des traces : phénomènes volcaniques et métamorphiques habituels sur les marges actives, écailles ou nappes ophiolitiques.

2. La collision des marges. En fait quand les deux marges arrivent en contact, deux cas sont possibles :

- ou bien le processus de rapprochement est bloqué et se transfère au niveau d'une autre limite de plaque. La chaîne est alors réduite à des paquets d'écailles ophiolitifères coincées entre des bordures continentales peu déformées (obduction).

- ou bien, la pression se maintient dans la zone de contact et les deux marges se raccour- cissent en se clivant en lames granito-gneissiques. Ces lames gneissiques s'empilent les unes sur les autres en donnant naissance à une «racine crustale», c'est-à-dire à un épaississement de la croûte continentale qui peut atteindre 50 à70 km. Ces racines, relativement légères, déclenchent en général le soulèvement isostatique de la chaîne.

Exemples

a- L'Himalaya central

Cette chaîne montre, du S au N, des unités structurales bien tranchées.

• L'histoire tectonique (Planche 16).

1. Il y a d'abord disparition du domaine océanique par rapprochement du bloc indien et de la marge eurasiatique grâce à la subduction de l'océan téthysien sous la future chaîne transhimalayenne. Cette partie de l'évolution se déroule à partir du Crétacé moyen jusqu'au Paléocène-Eocène inférieur, âge de la collision. Le magmatisme transhimalayen, crétacé- éocène, est typique d'une marge active.

2. Au terme de ce processus, il y a collision des deux marges continentales, l'une active, au N (Tibet), l'autre passive, au S (Inde).

b- Les Alpes (planche 17, fig 1, 2 , 3, 4 et 5)

Elles résultent de la collision entre la plaque eurasiatique et la plaque africaine, plus exactement le promontoire adriatique (insubrien) de celle-ci, parfois considéré comme une microplaque indépendante.

Au début du cycle alpin, c'est-à-dire au Trias, il n'y avait, à l'emplacement des futures Alpes, qu'une plate-forme continentale faiblement immergée (Planche 17, fig. 1). C'est au cours du Jurassique qu'un phénomène distensif a ouvert dans cette plateforme un espace océanique, dit « téthysien ». Les avis diffèrent sur son tracé et ses limites.

Pour certains, ce serait un grand bassin en « pull-apart », annexe de l’Atlantique naissant (Pl. 17, fig. 2).

VI- LES CHAINES INTRACONTINENTALES

Ce sont les structures qui apparaissent à la surface d'une lithosphère continentale mise en compression. Elles seront donc contemporaines des grandes crises orogéniques mondiales.

Elles se placent le plus souvent au niveau d'un accident préexistant représentant une zone de fragilité particulière, accident tel qu'un faisceau de failles d'importance crustale, une zone transformante, un fossé d'effondrement, etc.

Les chaînes intracontinentales offrent tous les intermédiaires depuis celles qui résultent d'un simple soulèvement du socle sous-jacent (ce sont les « plis de fond » des anciens auteurs) jusqu'à celles où le socle se raccourcit sans bombement, par clivage interne de la croûte ou subduction intracontinentale. Dans ce dernier cas la couverture sédimentaire doit s'adapter au raccourcissement en se repliant sur elle-même.

Exemples :

a- L’Anti-Atlas : est une chaîne de montagne qui a été créée au Précambrien (orogenèses éburnéenne et panafricaine) et au Paléozoïque (orogenèse hercynienne). Puis elle a été érodée et pénéplanée durant le Mésozoïque. Son soulèvement actuel est le résultat du resserrement alpin cénozoïque qui a produit un grand pli anticlinal de fond orienté WSW-ENE et dont l’axe est occupé par les boutonnières précambriennes.

b- Le Liban, l'Anti-Liban et les Monts de Palmyre (Palmyrides)(Pl. 18, fig. 1). La montagne du Liban (3096 m) et son annexe l'Anti-Liban (2814 m), séparées par le synclinal de la Bekaa, sont deux plis de fond, à cœur jurassique (Planche 8, fig. 1), affectant la plate- forme arabe de part et d'autre de la faille du Jourdain qui prend, dans ce secteur, une direction SW-NE et le nom de faille de Yammouna (ou Yamuneh).

c- Le Haut Atlas marocain.

Avec lui on aborde des chaînes de socle un peu plus complexes où l'on va voir juxtaposées des failles inverses à déversement opposé (donc un fort raccourcissement crustal) et des structures anciennes conditionnant le développement et l'orientation de la chaîne (Planche 18 ; fig. 2).

Evolution structurale. Dès le Permo-Trias, le craton africain est soumis à distension et se découpe, au niveau du futur Haut-Atlas, en une série de grabens orientés suivant des failles héritées de l'hercynien (NE-SW), avec émission de produits basaltiques à tendance tholéitique, datés de 195 à 200 Ma (Trias supérieur).

Au Tertiaire, le mouvement de l'Afrique vers le N modifie le cadre structural. Il entraîne le plissement du Haut-Atlas au cours d'une série de mouvements allant de la fin de l'Eocène au Pliocène, et fait rejouer les fractures antérieures en décrochements dextres.

CHAPITRE 3 : L'EFFONDREMENT DES CHAÎNES DE MONTAGNES APRÈS LA COLLISION (Planche 19)

Une chaîne de hautes montagnes est une anomalie à la surface du globe, vite effacée à l'échelle des temps géologiques. Le retour à l'altitude normale (100-200 m) implique que la racine crustale soit entièrement résorbée, la croûte continentale retrouvant son épaisseur normale de 35 km. On a longtemps cru que l'érosion superficielle était le seul facteur de ce retour à la normale..