23/01/06

Ce sont des zones d’affaissement superficiel de la croûte continentale, phénomène appelé subsidence. Le modèle initial était que ces bassins correspondaient à un affaissement par surcharge sédimentaire selon un phénomène lent et relativement régulier, parfois saccadé pour qu’il n’y ait ni comblement par les sédiments ni enfoncement qui aurait conduit à un faciès d’eau profonde.

Aujourd’hui le terme de subsidence est d’utilisation beaucoup plus large, il est aussi utilisé pour les bassins où elle est provoquée par une accumulation de laves ou de glaces (Groenland ou Islande). En Islande, certaines plages sont aujourd’hui à 150m au-dessus de la mer. De la même manière, un empilement de nappes de charriage peut provoquer une subsidence. La subsidence est aussi un enfoncement du plancher océanique suite au refroidissement de la lithosphère océanique (détumescence thermique), l’augmentation de densité provoque la subsidence: exemple de la zone briançonnaise maintenue émergée par un diapir asthénosphérique et dont l’enfoncement résulte du refroidissement de la croûte dans cette zone suite au déplacement de ce diapir.

La tectonique peut aussi entraîner un enfoncement: l’étirement de la lithosphère est souvent à l’origine d’un enfoncement qui se comble de sédiments et entraîne la subsidence, ce phénomène peut déboucher sur un rifting. Une plaque continentale qui s’enfonce crée un bassin flexural, exemple du Dauphiné qui s’enfonce sous Belledonne, phénomène similaire à l’E des Andes.

La tectonique provoque une subsidence rapide associée à un enfoncement progressif du bassin dû au jeu de failles normales. Ce sont des structures allongées limitées par ces failles normales (grabens et demi-grabens). Un volcanisme associé à la décompression du manteau supérieur existe souvent et comme la lave remonte en traversant la croûte continentale elle se charge en éléments crustaux entraînant un volcanisme alcalin. Il n’ y a de pluton que si le volcanisme avorte ce qui est rare car ce magma alcalin est fluide.

Exemple du fossé rhénan (300km de long 35 à 40 de large) auquel est associé un volcanisme fissural alcalin. Au N aux environs de Cologne (Vogelsberg) ce volcanisme a donné lieu à des éruptions phréato volcaniques (création de maars) et au S du fossé le Kaiserstuhl avec la présence de carbonatites (laves très noires qui deviennent blanches en refroidissant, elles contiennent une forte proportion de carbonate de calcium).

Ce fossé a une histoire tectonique directement liée à celle des Alpes. Deux étapes principales apparaissent dans la formation de ce fossé rhénan :

- une étape à l’éocène correspond à une distension puis une compression contemporaines du plissement alpin (décrochement dextres NW - SE et senestres NE - SW) accompagnée d’un volcanisme alcalin. Début de l’oligocène, effondrement dû à un mouvement d’extension E-W. Régression à la fin de l’oligocène traduisant un soulèvement associé aux mouvements alpins qui va durer pendant tout le miocène.

- une seconde étape de distension à la fin du miocène contemporaine d’une nouvelle crise tectonique alpine, le couloir joue en couloir de décrochement sénestre.

Ces rifts sont la conséquence d’un phénomène plus large. En général ces rifts n’évoluent pas jusqu’à l’océanisation. Le bassin rhénan n’existerait pas s’il n’y avait pas eu formation des Alpes, il correspond à un phénomène de distension en avant de la zone de compression des Alpes. Ce fossé se prolonge jusqu’à la Méditerranée avec une faille transformante au N de la Bresse qui crée un décalage de la vallée du Rhône.

Il existe d’autres rifts passifs comme la Limagne dans le Massif Central (volcanisme alcalin de la chaîne des Puys et du Mont dore) ou le lac Baïkal dans l’avant pays de l’Himalaya: le fossé y est dissymétrique (lac très profond ayant une bordure beaucoup plus raide d’un coté), le volcanisme associé est alcalin, le dépôt sédimentaire de grés fins et d’argiles débute à l’oligocène et atteint 2 à 4000m d’épaisseur, puis à partir du pliocène supérieur dépôt de sédiments fluviatiles plus grossiers. La présence d’eau n’intervient pas dans la classification.

Modèle de Vernicke : déjà vu lors de l’étude des Alpes. L’ouverture de la croûte continentale supérieure sous l’action de la distension se fait selon une faille oblique ce qui introduit une dissymétrie vis à vis de la remontée asthénosphérique.

Le rifting actif n’est pas la conséquence d’un autre épisode tectonique mais une zone d’écartement des plaques sous l’effet d’une distension, cet écartement conduit normalement à l’océanisation.

Exemple du rift est africain.

Il part des Afars où une dorsale est en cours de formation jusqu’au lac Victoria où une transformante décale la partie S du rift qui s’étire jusqu’au lac Malawi (couloir décrochant) et au Zambèze (6000km). Ce rift amorce la séparation de la corne somalienne de l’Afrique après les séparations de l’Inde, de Madagascar et autres (éclatement progressif de l’E africain). Ce rift qui a commencé à s’ouvrir au miocène devient une fissure crustale lorsque les premiers lambeaux de dorsale apparaissent. Le volcanisme alcalin associé comprend la plupart des grands sommets de l’E africain comme le Kilimanjaro et le Kenya (sauf le Ruwenzori qui est un horst), ce volcanisme est très important dans la zone des Afar.

Exemple du golfe de Suez (plus bas la Mer rouge est déjà un océan). Cette région a déjà été évoquée dans la comparaison avec les études tectoniques associées à la faille d’Ornon. Au début de l’éclatement tectonique dans une zone, 3 directions privilégiées apparaissent et dans le cas présent on retrouve bien ces 3 directions : le golfe de Suez, la Mer rouge et le rift Est africain. Le volcanisme associé au rifting de la Mer Rouge est présent au Sinaï.

Si on rabat l’Arabie sur l’Afrique selon Wegener, un problème de superposition apparaît avec le Yémen et les Afars, même en prenant le contour de la mer à la cote –2000m pour mieux tenir compte des blocs basculés. On retombe sur le modèle de Vernicke avec une faille oblique lors de l’ouverture océanique et les territoires en recouvrement correspondent tout à fait à cette zone (chevauchement des marges des deux bords). L’Arabie est autrefois partie de l’Afrique de même qu’une partie de l’Iran actuel.

Le golfe de Suez orienté NW - SE s’est ouvert au miocène, la bordure W est plus raide que le flanc E qui remonte en pente douce.

Ce sont des bassins losangiques ou rhombochasmes. Ce sont des bassins où l’allongement a eu lieu dans le sens de l’étirement (comparaison avec le tiroir d’une commode que l’on ouvre). Ce sont des bassins associés au jeu de failles coulissantes dans les zones créant de la transtension. Certains bassins peuvent même communiquer entre eux.

Exemple de la mer Morte et du golfe d’Akaba dans la faille du Levant, les zones de transpression associées donnant les montagnes du Liban. La faille du Levant est une transformante séparant l’Arabie qui monte plus rapidement vers le N que le Sinaï ( lié à l’Afrique). La faille d’Arménie est l’aboutissement au N de cette faille du Levant et met en relation une zone en transtension et une zone en transpression (golfe de Suez et montagnes d’Arménie).

Le golfe d’Akaba est la réunion de trois bassins losangiques.

Autres exemples de " pull apart " : la faille de San Andreas vers Los Angeles avec la formation de la dépression de Salton Sea.

Exemples en France des bassins hercyniens de Chateaulin dans le massif Armoricain et de Decazeville.

Ces bassins sont fossiles, ils ne connaissent plus d’évolution. Dans ces bassins, il y a eu des dépôts importants de matière végétale au Houiller ce qui a donné naissance aux bassins houillers du Massif Central.

La " Basin and Range Province " est à l’W des USA entre la Sierra Nevada et le plateau du Colorado.

Dans cette région, existe une série régulière de horsts et de grabens délimités par des failles normales listriques. La Sierra Nevada et la Chaîne des Cascades constituent l’arc volcanique associé, il est calco alcalin jusqu’au miocène puis devient alcalin, ceci prouve l’interaction avec la subduction. Cette structure est due à un étirement avec clivage oblique dans la lithosphère, cet étirement est lié à la faille de San Andreas qui est contemporaine de la formation du Basin and Range. Il pourrait être un bassin arrière arc relatif aux zones volcaniques existantes et en lien avec la subduction.

Certains chevauchements peuvent être repris dans les distensions avec les blocs de la couverture sédimentaire qui s’effondrent les uns par rapport aux autres, les épisodes compressifs ont contribué à la formation du Nevada.

Ce sont des bassins de forme arrondie où le phénomène de subsidence est lent et progressif. Il y a continuité géologique entre le bassin et les bordures ce qui signifie qu’il y a eu continuité de la sédimentation, seule l’épaisseur du dépôt est différente. Le maximum de dépôt dans un bassin donné se trouve toujours au même endroit pour les différentes couches géologiques, c’est le point où l’enfoncement est le plus important. Il y a couramment un rapport 1/100 à 1/150 entre l’épaisseur du dépôt et le diamètre du bassin.

Exemple du bassin parisien qui est un ancien bassin permien avec environ 2500m de sédiments au centre et quelques centaines en périphérie. La subsidence a été irrégulière, elle a été plus importante à la fin du jurassique et à la fin du crétacé entraînant des régressions et même des émersions. Il faut noter que les transgressions ne sont pas toujours à associer à des affaissements du socle, la transgression du crétacé supérieur est due à une élévation du niveau de la mer.

La formation du bassin parisien ferait suite à la formation d’un fossé d’effondrement lors de la dislocation de Pangée suivie du dépôt de 500 à 1000m de sédiments permiens. Après ce rift au permien, la détumescence thermique a entraîné la formation d’une vaste zone déprimée où s’installe la subsidence mésozoïque.

L’exemple de la mer du Nord (la Manche est plus proche d’un rift continental) confirme le déclenchement de la subsidence dans d’anciennes structures distensives (rifting permo triasique pour la mer du Nord)..

La subsidence est associée à des effondrements par failles.

Un tel bassin se développe sur la marge d’un continent, perpendiculairement à cette marge et s’ouvrant sur l’océan. Ce type de bassin est à comparer aux joints de dilatation que les architectes mettent entre deux bâtiments, dans le cas présent deux ensembles lithosphériques de tailles différentes qui bougent l’un par rapport à l’autre. L’ouverture du bassin se fait en cisaille. Ce joint peut jouer à la compression comme à la distension et même se terminer par une fissure crustale.

Exemple du bassin aquitain.

De tels bassins peuvent être très profonds, 7000m pour le bassin d’Aquitaine. La formation du bassin d’Aquitaine remonte au Trias, elle est associée à l’histoire de la micro plaque ibérique qui a dérivé vers le S dans un mouvement de rotation et dont la collision avec la plaque européenne a donné les Pyrénées. A l’origine, un large bassin d’effondrement était associé à une série de grandes failles hercyniennes au S. Les sédiments sont d’eau peu profonde à la fin du jurassique puis à partir de l’aptien avec l’ouverture de l’Atlantique le bassin devient un bassin mixte ouvert à l’W.

Autres exemples, le bassin de la Bénoué au Nigéria avec de la même manière, l’existence d’un mouvement relatif le long d’une faille transformante avec apparition de volcans; le bassin d’Athapuscow au Canada où les marges passives sont passées en subduction ce qui a enchaîné la formation d’une chaîne de type cordillère avec derrière des bassins qui se sont ouverts à l’époque de cette marge.

Ce sont des zones comportant de grands réseaux de failles soumis à des compressions et ou distension entraînant des mouvements relatifs des blocs délimités par ces failles (demi grabens, pull apart, plissements, affaissements...).

C’est le cas du bassin Bétique dans le SE de l’Espagne. Cette zone est traversée par des failles SW - NE, soumise à une compression des bassins de compression et de distension sont apparus. Un volcanisme calco alcalin accompagne ces mouvements relatifs malgré le régime compressif. Il y a presque expulsion latérale de parties formant des bassins.

Ce sont des bassins qui se forment en périphérie 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.

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) ce qui fait que ces roches ne peuvent pas être polies et servent à la fabrication de meules.

Si le ciment est argileux ce sont des grauwackes.

Exemple des molasses du Bas Dauphiné qui sont des grés où sont souvent inclus des éléments de taille supérieure qui s’apparentent plutôt à des conglomérats mais toujours avec un ciment calcaire. Ils sont différents 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 (exemple du flysch des aiguilles d’Arves).

Les molasses sont post tectoniques donc en avant de la chaîne de montagnes. On trouve en Chartreuse et dans le Vercors des molasses prises sous des chevauchements, elles sont bien post tectoniques mais elles ont déjà été reprises dans la partie orientale, même situation pour les Silawicks dans l’Himalaya.

En sédimentologie, les flyschs se différencient des molasses par le type de dépôt, les flyschs sont des glissements sous marins avec classement des dépôts par granulométries, les glissements ou avalanches sous marines se répètent dans une zone donnée : séquences. Pour mémoire, les dépôts vus au col du Lautaret.

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 dire que les molasses sont une amenée de matériaux détritiques alors que les flyschs ne sont que des reprises.

On peut distinguer :

• a) les bassins molassiques d’avant chaîne (Dauphiné, les Apennins). 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. Le bassin molassique suisse correspond au front des Alpes suisses et il y a simultanéité entre les phases de subsidence et la mise en place des nappes helvétiques et penniques. L’enfoncement du bassin correspond donc au fléchissement de la lithosphère sous la charge que représentent ces nappes (plus grande épaisseur de sédiments du coté des montagnes).
• b) les bassins d’arrière chaîne. On les trouve à l’intérieur des arcs que forment certaines chaînes (plaine du Pô pour les Alpes, la mer Tyrrhénienne comprise entre l’axe corso sarde et l’arc formé par l’Italie et la Sicile). La subduction active dans cette zone se manifeste par le volcanisme des îles Eoliennes. La distension de la croûte continentale a provoqué la formation de planchers océaniques dans les bassins de Marsili et Vavilov. Le bassin de Marsili est au centre d’un système de blocs basculés de croûte continentale, le volcanisme associé à ces lambeaux de plancher océanique est tholéïtique. La distension due à la subduction est à l’origine de ce bassin tyrrhénien.

30/01/06

C’est le cas de l’altiplano andin. C’est une dépression entre deux cordillères andines (failles inverses d’un coté, volcanisme de l’autre) qui reçoit les produits de l’érosion de ces deux chaînes. Mais il n’y a pas de subsidence du bassin et ce sont les cordillères qui s’élèvent par rapport à ce bassin. Coté pacifique, la nappe de Nazca passe sous la plaque sud américaine, un copeau qui a été arraché à cette plaque de Nasca refuse de s’enfoncer avec la subduction et est bloqué sous la plaque américaine. Ceci crée une surépaisseur provoquant le soulèvement de l’ensemble de la croûte (sommets à plus de 6000m).

Ce sont des rifts ayant atteint le niveau d’étirement où la croûte continentale commence à se déchirer et où des lambeaux de plancher océanique commencent à apparaître.

C’est le cas de la Mer Rouge avec ses lambeaux de plancher océanique (le golfe de Suez est un rift). C’est aussi le cas de la mer Tyrrhénienne avec les manifestations volcaniques que sont le Marsili et le Vavilov. Ces volcans tholéïtiques n’ont rien à voir avec la subduction calco alcalin et ils sont liés à l’apparition de ces lambeaux de plancher océanique.

Avec l’apparition du plancher océanique, les lèvres du rift deviennent des marges passives et le volcanisme alcalin qui existait avant la rupture du rift cesse, ces marges n’ont plus d’activité sismique. Les laves qui apparaissent ensuite au niveau de la dorsale sont pauvres en alcalin : laves tholéïtiques.

Ouverture en cisaille avec dérive vers l’E de l’axe corso sarde.

La ligne dessinée par les extrémités des canyons dans le talus représente l’ancienne cote méditerranéenne au pliocène lorsque le détroit de Gibraltar était fermé et que l’évaporation avait provoqué une baisse de niveau de 1000m. Cette évaporation a provoqué des accumulations de sel qui ont été retrouvées lors de forages (ces accumulations sont actuellement protégées par des alluvions).

Les gorges du Verdon se sont creusées à la même période (messinien).

Dérive en rotation de la microplaque ibérique qui a entraîné une fissure crustale en séparant la péninsule ibérique du massif armoricain: marge continentale de la Galice et prolongation du massif armoricain dans les montagnes cantabriques d’Espagne témoignent de ce lien.

Cette fissure crustale a donné naissance au plancher océanique de la plaine abyssale du golfe de Gascogne dont les bordures sont dissymétriques : large plateau continental armoricain avec de nombreux décrochements qui en font une marge passive typique et la marge cantabrique étroite et faillée. Cette fissure a disparu au niveau des Pyrénées, il en subsiste des traces contenant de la lherzolite (les Pyrénées sont une chaîne de montagnes intraplaque).

Le golfe de Californie n’est pas la conséquence d’un rifting débouchant sur la formation d’une dorsale car il est produit par le glissement d’un fragment de la plaque Nord américaine le long de celle-ci dans son mouvement vers le Nord. La dorsale E du Pacifique remonte jusqu’à la faille de San Andreas dans le golfe de Californie par de nombreux lambeaux de plancher océanique séparés par des failles transformantes.

Lorsque le rift s’étire jusqu’à l’ouverture et l’apparition d’un plancher océanique, les bordures continentales de part et d’autre de la rupture ont été très étirées et amincies pour donner les marges. Les marges qui naissent de la rupture d’un rift sont passives, elles ne sont plus soumises à la distension et la sismicité, le volcanisme se trouvent reportés sur la dorsale. Les marges constituent donc les plateaux continentaux qui, suite à l’enfoncement consécutif à la rupture sont à une profondeur de l’ordre de 200m, puis le talus continental qui avec une pente de quelques degrés aboutit aux plaines abyssales.

Dans les Alpes on distingue les dépôts ante rift (trias), syn rift (jusqu’au dogger) et post rift (crétacé sup). Il y a ensuite les dépôts syn tectoniques de la phase de fermeture.

L’étude de ces marges a été entreprise avec des prospections sismiques par les pétroliers. Deux modèles de création de ces marges existent, pour le premier, le basculement des blocs le long de failles normales listriques lors du rifting ne concerne que la partie supérieure plus rigide de la croûte continentale (léger ralentissement des ondes à ce niveau), pour le second le basculement des blocs concerne toute la croûte voire même dans certains cas la partie supérieure du manteau (Galice). Le réseau des failles est souvent irrégulier et discontinu jusqu’à avoir certaines failles au regard opposé (failles conjuguées).

On parle de marges maigres ou de marges nourries selon la quantité de sédiments qui vont se déposer. L’épaisseur de sédiments dépend de la latitude (il y a plus de dépôts au niveau de l’Equateur que dans les zones arctiques) et de la présence de fleuves amenant des sédiments dus à l’érosion. La structure des marges maigres est plus lisible du fait de la moindre épaisseur de sédiments. La marge armoricaine du golfe de Gascogne est une marge maigre. Les marges nourries sont moins lisibles d’autant que la présence de barrière de corail peut augmenter localement la hauteur de sédiments.

Exemple de la marge du Gabon: la surcharge sédimentaire a fait naître un diapirisme concernant des évaporites situées sous les sédiments. Le diapirisme ( exemple de Champ sur Drac) serait lié à ce type d’évolution des marges plutôt qu’aux phases de compressions alpines, environ 3000m de sédiments peuvent provoquer la remontée du gypse dans des failles ou des dépôts de cette couverture sédimentaire.

On peut reconstituer les marges passives qui ont été intégrées dans des massifs montagneux comme dans le cas des Alpes avec la partie émergée de l’île briançonnaise

En Maurienne, il existe des sommets appartenant à cette île briançonnaise et comportant des dépôts du jurassique inférieur: ceci apparaît comme une exception correspondant à des petits bassins.

Il existe des marges de coulissement, marges limitées par des failles verticales de grande profondeur sans bloc basculé (par exemple une faille transformante). Exemples de la cote SW du Spitsberg et de la cote de la Cote d’Ivoire avec un passage sans transition aux plaines abyssales.

Marges dissymétriques. Cas d’un découplage lithosphérique avec une grande faille inclinée (modèle de Vernicke). Exemple de la marge européenne lors de la formation des Alpes avec la présence de l’île briançonnaise. Possibilité de remobiliser des failles inverses en failles normales : failles hercyniennes remobilisées lors de la compression alpine.

Ce sont des marges passives où les activités sismiques ou volcaniques reprennent. Cette reprise est due à la présence d’une zone de subduction et à l’activité volcanique associée (arc volcanique).

La pente d’une fosse de subduction est faible coté océan, la croûte continentale prend une forme bombée très faillée.

Le fond de la fosse est plat, plus ou moins rempli de sédiments.

Coté continent, il s’agit :

- soit du substrat de l’arc volcanique et les sédiments apportés à la fosse sont totalement engloutis dans la subduction,

- soit d’un empilement de lames de sédiments d’origine océanique. Les sédiments apportés par le plancher océanique ne s’enfoncent pas ou pas en totalité et il y a formation d’un prisme d’accrétion.

La subduction du Chili est due à une convergence, celle des Mariannes est peut être due à une convergence mais peut être aussi à un vieux plancher océanique qui s’enfonce de lui-même. Lorsque la subduction est tirée par l’enfoncement d’un vieux plancher, de la distension apparaît avec un volcanisme associé. Dans le cas d’une subduction tirée, les sédiments se décrochent du plancher océanique et donnent naissance à un prisme d’accrétion (premier cas ci dessus). Dans le cas d’une subduction poussée, il n’y a pas ou peu de prisme d’accrétion. Exemple des Barbades et de l’Indonésie où il y a des prismes d’accrétion et du Chili où il n’y a pas de prisme d’accrétion.

Les zones de subduction ne signifient pas toujours qu’il y a des fosses de subduction comme dans le cas des Mariannes, cela est fonction de l’angle de la subduction et de la rigidité de la plaque. Quand la densité du plancher océanique est forte, la plaque subduite plonge presque verticalement.

Un prisme d’accrétion se développe entre la fosse et l’arc volcanique dans un peu plus que la moitié des marges actives. Il est formé d’écailles sédimentaires chevauchantes (offscrapping). Exemple de la subduction sous le Japon où les écailles arrachées au plancher océanique (offscrapping) forment le prisme.

Dans le cas d’une subduction plongeante, un bassin arrière arc apparaît. Le cas du Chili, Altiplano, n’a rien à voir avec un bassin arrière arc.

En amont d’un prisme d’accrétion suffisamment important, il se forme un bassin avant arc entre l’arc volcanique et l’arc sédimentaire.

Lors de la subduction, les reliefs de la plaque subduite peuvent être scalpés et déplacés, c’est un peu le cas du Djebel Micht vu en Oman qui est le cratère d’un volcan (point chaud) arraché et transporté au-dessus du plancher océanique subduit. Dans d’autres cas, ces reliefs peuvent bloquer la subduction : cas du séisme de Kobé où un volcan sous-marin a bloqué la subduction probablement pendant tous les temps historiques et il a brutalement lâché, la zone n’était pas jugée car l’activité sismique y était très faible ou inexistante.