MARGES CONTINENTALES


MARGES CONTINENTALES
MARGES CONTINENTALES

Les marges continentales sont situées en bordure des continents, à la frontière du domaine océanique (fig. 1). Pour en comprendre l’origine et l’évolution géologique, un rappel des données de base de la tectonique des plaques et de la physique du globe est nécessaire.

L’enveloppe superficielle de la Terre (fig. 2) est la lithosphère, rigide, qui glisse lentement (quelques centimètres par an) sur l’asthénosphère, plastique et visqueuse, parcourue par des courants de convection, et dont la température varie peu selon la profondeur (1 300 0C environ). Dans la lithosphère, au contraire, la température diminue depuis la base (1 300 0C) jusqu’à la surface (de l’ordre de 0 0C), la chaleur de l’asthénosphère se transmettant par conduction. Enfin, la lithosphère, épaisse de 120 kilomètres en moyenne, est constituée par la croûte (ou écorce) en surface, et par le manteau supérieur plus profondément. Toutefois, la croûte est très différente sous les continents et sous les océans: la croûte océanique est mince (7 km en moyenne), faite de basaltes et de gabbros relativement jeunes (moins de 200 millions d’années), alors que la croûte continentale est épaisse (30 km en moyenne), essentiellement constituée de roches granitiques, souvent anciennes (plusieurs centaines de millions d’années; jusqu’à 4,5 milliards d’années).

La lithosphère est partagée en un certain nombre de calottes sphériques, appelées plaques, qui sont mobiles les unes par rapport aux autres. Entre deux plaques, trois mouvements relatifs sont possibles (fig. 2): l’écartement (la divergence), le coulissage, le rapprochement (la convergence). Quand deux plaques se rapprochent, l’une d’elles (en général la plus dense, celle qui est revêtue de croûte océanique) passe sous l’autre et plonge dans l’asthénosphère. C’est le phénomène de subduction. Les marges actives sont localisées au-dessus des zones de subduction, les marges passives (ou stables) sur d’anciennes frontières de plaques coulissantes ou divergentes.

Les marges continentales sont construites sur une croûte de composition continentale. Mais l’épaisseur de cette croûte est souvent intermédiaire entre celle d’un continent émergé et celle d’un océan. En fait, les marges continentales constituent une zone de transition, qui présente à la fois des caractères continentaux – la nature de la croûte – et des caractères océaniques – l’épaisseur crustale.

Les marges continentales actives, ou marges de convergence

Les marges actives sont ainsi nommées parce qu’elles sont le site de phénomènes géodynamiques intenses (le volcanisme et la séismicité, en particulier) qui en font des lieux particulièrement inhospitaliers pour l’homme. La frontière entre deux plaques convergentes est marquée par une fosse profonde qui borde la marge du côté océanique (fig. 2). C’est là que les plus grandes profondeurs sont atteintes (11 km dans la fosse des îles Mariannes). Souvent, le fond de la fosse est plat, par suite d’un comblement partiel par des sédiments meubles. Le versant situé du côté océanique est peu incliné (de 2 à 50), et correspond au dos de la plaque en voie de subduction qui se bombe et ploie avant de plonger dans l’asthénosphère. L’autre versant, qui appartient à la marge, présente en général une inclinaison plus forte (de 10 à 200).

D’après leur situation géographique, les marges actives peuvent être rangées en deux catégories. Certaines constituent le rebord d’un grand continent, comme l’Amérique du Sud du côté de l’océan Pacifique; ce sont les marges actives de type cordillère. D’autres forment des arcs insulaires, comme le Japon, l’Indonésie, les Antilles ou les îles Aléoutiennes [cf. ARCS INSULAIRES]; dans ce cas, la courbure de l’arc insulaire renseigne sur la polarité de la marge: la fosse et la frontière avec la plaque en voie de subduction se trouvent du côté convexe; du côté concave, au contraire, s’étend un bassin, souvent large et profond, nommé bassin marginal ou bassin arrière-arc (fig. 3). En fait, la morphologie des marges actives dépend directement des phénomènes géodynamiques associés à la subduction, en particulier de l’accrétion tectonique et du volcanisme.

L’accrétion tectonique

Les sédiments portés par la plaque en voie de subduction ou accumulés au fond de la fosse sont partiellement entraînés dans le plan de cisaillement qui sépare les deux plaques convergentes. Mais, surtout lorsque les apports sédimentaires sont abondants, la couche sédimentaire peut aussi être décollée de la croûte solide, et rester en surface en participant à la construction du prisme d’accrétion tectonique . Ce prisme est constitué d’une série d’écailles tectoniques empilées, presque horizontales à la base (c’est-à-dire au pied du versant interne de la fosse), progressivement redressées vers le sommet. De nouvelles écailles sédimentaires s’ajoutant sans cesse à la base, le prisme s’élève progressivement et finit par former un barrage, qui isole entre lui et la marge proprement dite un premier bassin sédimentaire nommé bassin frontal ou bassin avant-arc. Le prisme peut même émerger localement (îles de la Barbade dans les Antilles, de Timor en Indonésie).

Le prisme d’accrétion tectonique est donc un lieu où les sédiments sont comprimés et perdent une partie de leur eau interstitielle. Au plus profond de l’édifice, la température et la pression s’élèvent jusqu’à provoquer la décomposition de la matière organique incluse dans les sédiments. Finalement, pressé un peu comme une éponge, le prisme expulse des eaux chargées de méthane et de sels minéraux, qui cheminent le long des failles et des plans de cisaillement séparant les écailles tectoniques. Parvenues en surface, les eaux minéralisées s’échappent par des sources hydrothermales autour desquelles se développe une intense activité biologique. Ce sont les «oasis» des fosses océaniques, presque aussi riches que les «oasis» entretenues par l’hydrothermalisme à l’axe des dorsales océaniques [cf. FOSSES OCÉANIQUES].

Les anomalies de gravité

Au-dessus de la fosse et du prisme d’accrétion tectonique, les roches denses de la croûte et du manteau sont entraînées dans la zone de subduction, et s’éloignent donc de la surface. Elles sont remplacées par de l’eau de mer ou des sédiments, l’un et l’autre beaucoup moins denses. Il en résulte une légère diminution de la pesanteur, de l’ordre de 200 à 300 milligals, c’est-à-dire environ un cinq-millième du champ total. Cette diminution est évidemment imperceptible pour l’homme. Elle constitue toutefois l’une des plus fortes anomalies de gravité mesurée à la surface du globe (cf. SUBDUCTION, TECTONIQUE DES PLAQUES).

La séismicité

Les marges actives (de type cordillère ou de type arc insulaire) coïncident avec la première ceinture sismique du globe, de loin la plus active et meurtrière. Les foyers des séismes sont situés à des profondeurs très diverses, entre 0 et 700 kilomètres de la surface (cf. SUBDUCTION, fig. 1).

En fait, tous les séismes ont leur source dans la partie la plus superficielle (le toit) des plaques (entre 0 et 15-20 km sous la surface). Cela tient aux propriétés mécaniques des roches, qui ne sont rigides et cassantes que dans les premiers kilomètres de la lithosphère, et au contraire se déforment plastiquement à plus grande profondeur. Les séismes résultent des ruptures brutales dans la couche superficielle rigide et cassante. Certains foyers sont situés dans la lithosphère de la marge active. Ils sont très superficiels, et témoignent d’un raccourcissement ou, à l’inverse, d’un étirement horizontal, selon les cas. Cependant, la plupart des séismes résultent de ruptures au toit de la plaque qui s’enfonce sous la marge active. À l’endroit où cette plaque se courbe avant de plonger, les séismes sont produits par une extension de la lithosphère superficielle cassante, qui donne naissance à des failles d’effondrement. Un peu plus profondément, dans la zone de cisaillement entre les plaques, les séismes sont provoqués par les forces de frottement, en régime compressif. Enfin, entre 100 et 700 kilomètres sous la surface de la Terre, les foyers se répartissent sur un plan nommé plan de Wadati-Benioff, du nom de ses découvreurs [cf. SUBDUCTION]. En fait, ce plan est un volume très plat (une quinzaine de kilomètres d’épaisseur) qui englobe toute la lithosphère cassante de la plaque subductée. Son inclinaison par rapport à l’horizontale varie entre 15 et 700. Les mécanismes aux foyers des séismes montrent que le toit de la plaque est en général soumis à une extension, tandis que la partie plus profonde de la lithosphère cassante (soit 15 km sous le toit) subit plutôt les effets d’une compression. Cette répartition un peu énigmatique peut être expliquée par la relaxation de la plaque plongeante, qui retrouve sa forme initiale après avoir subi une forte torsion en entrant dans la zone de subduction. Toutefois, les changements de volume sous l’effet des échanges thermiques ainsi que les frottements entre la lithosphère cassante et l’asthénosphère contribuent certainement à développer le champ de contraintes.

Le volcanisme

Les marges actives sont aussi caractérisées par un volcanisme intense, qui ajoute ses effets dévastateurs à ceux de la séismicité. Autour du Pacifique, dont les marges sont presque partout actives, les volcans forment une ceinture quasi continue, la célèbre «ceinture de feu». Dans l’Atlantique ou l’océan Indien, où les marges actives sont plus rares, un volcanisme de marge est observé dans les Antilles, les îles Sandwich du Sud et en Indonésie.

Les laves produites par ces volcans sont le plus souvent des andésites, dont la viscosité est élevée, d’où un volcanisme fréquemment explosif. Les centres d’émission constituent des chaînes au relief vigoureux, véritables épines dorsales des cordillères et des arcs insulaires actifs.

Les magmas prennent leur source à grande profondeur, le plus souvent à plus de 100 kilomètres de la surface. La plaque subductée emporte avec elle dans la zone de subduction de l’eau piégée dans les sédiments ou dans les minéraux hydratés de la croûte. Sous l’effet de la pression et de la température, qui augmentent avec la profondeur, cette eau est progressivement libérée. Agissant comme un fondant, elle provoque la fusion partielle des roches situées à la base de la plaque supérieure (celle qui porte la marge active). Ces roches sont des péridotites (ainsi nommées en raison de leur richesse en olivine, un minéral de la famille des péridots) appartenant au manteau supérieur. Un faible taux de fusion partielle suffit à libérer des magmas basaltiques relativement légers, qui montent vers la croûte, se modifient en profondeur par cristallisation de minéraux réfractaires, et finalement parviennent en surface sous la forme de laves andésitiques. À ces magmas d’origine mantellique se mêle un apport d’origine crustale: vers 150 kilomètres de profondeur et au-delà, la croûte de la plaque subductée fond à son tour, et contribue ainsi au magmatisme de la marge sus-jacente.

En fait, ce magmatisme des marges actives est le mécanisme principal de création de croûte continentale aux dépens du manteau. En profondeur ou en surface, les magmas «nourrissent» la croûte en matériaux à composition continentale (les granodiorites sont les équivalents entièrement cristallisés des andésites), croûte qui s’épaissit et s’élargit ainsi sous l’effet de la subduction.

L’ouverture du bassin marginal

Paradoxalement, la convergence de deux plaques provoque souvent, en arrière de la chaîne volcanique, une extension et même l’ouverture d’un espace océanique. Ainsi naît et se développe le bassin marginal, ou bassin arrière-arc. Un bassin marginal évolué ressemble à un jeune océan, par ses dimensions (plusieurs milliers de kilomètres; exemple: les mers de Chine ou de Béring) et par sa structure. Il s’agrandit par création de nouvelle lithosphère à l’axe d’une dorsale océanique. Du côté opposé à la chaîne volcanique, il est bordé par une marge continentale de divergence. Toutefois, des différences avec les «vrais» océans apparaissent à la transition avec l’arc insulaire: à cet endroit, le volcanisme de marge mêle ses effets à ceux du volcanisme océanique.

Par définition, une marge active de type cordillère ne comporte pas de bassin marginal. À sa place toutefois, en arrière de la chaîne volcanique, se développe un bassin sédimentaire installé sur une zone de croûte amincie. Il s’agit en quelque sorte d’un embryon de bassin marginal. La tendance à la divergence lithosphérique en arrière d’une marge active semble donc un phénomène assez général.

Les marges continentales passives de divergence

Aux marges actives, on oppose généralement les marges passives, ou stables, qui sont des régions calmes, sans manifestation géodynamique perceptible. Mais, en réalité, les marges passives sont très différentes selon qu’elles sont construites sur une ancienne faille transformante (cf. Les marges de coulissage ) ou sur une ancienne frontière de plaques divergentes.

On distingue sur les marges passives de divergence (ou marges d’arrachement) trois grandes unités morphologiques (fig. 4). Bordant la côte, la plate-forme continentale (ou plateau continental) est large de 70 kilomètres en moyenne, peu profonde (de 0 à 200 m) et doucement inclinée vers le large. Successivement émergée et submergée au rythme des glaciations (régressions) ou des déglaciations (transgressions) de l’ère quaternaire, la plate-forme conserve les traces de phases successives d’érosion ou de sédimentation. En période de haut niveau marin, comme c’est le cas à l’époque actuelle, la plate-forme progresse par le dépôt frontal de couches meubles qui construisent ainsi un prisme sédimentaire «progradant». Un peu plus au large, la pente continentale s’étage entre 200 et 3 000 ou 4 000 mètres de profondeur; sa déclivité est de 7 p. 100 en moyenne. Elle est entamée, souvent profondément, par des vallées ou des canyons sous-marins, par où transitent les sédiments [cf. CANYONS SOUS-MARINS]. Enfin, le glacis continental est situé en eau profonde (de 3 000 à 5 000 m), à cheval sur la croûte continentale amincie de la marge et la croûte océanique. Là viennent s’accumuler les sédiments transportés depuis le continent via les canyons. Ainsi se construisent notamment les deltas sous-marins profonds, où se reconnaissent les chenaux et leurs méandres, des levées latérales bordant les chenaux, et des glacis profonds qui se raccordent à la plaine abyssale océanique [cf. DELTAS].

Le «rifting» et la naissance des marges passives de divergence

Les marges passives de divergence (ou d’arrachement) gardent la mémoire du stade initial de la dérive continentale, lorsque le continent originel a été partagé en deux par une déchirure lithosphérique (en anglais: rift ), qui est en quelque sorte l’embryon d’un océan. À cet endroit, la lithosphère (y compris la croûte continentale) a été étirée et amincie par le début d’écartement des deux plaques, avant d’être complètement brisée par la naissance d’un jeune océan. Les marges passives d’arrachement sont construites sur l’ancien rift, partagé en deux moitiés par l’ouverture océanique. À chaque rift continental correspondent ainsi deux marges «conjuguées», autrefois jointives, maintenant situées de part et d’autre de l’océan, parfois à plusieurs milliers de kilomètres l’une de l’autre.

Ainsi s’expliquent la nature continentale de la croûte sous la marge et son amincissement depuis la côte (de 30 à 35 km d’épaisseur) jusqu’à sa frontière avec le domaine océanique néoformé (de 10 à 7 km d’épaisseur). Ainsi s’explique aussi la structure superficielle de cette croûte, enfouie sous d’épais sédiments, mais où la sismique met en évidence les anciennes failles et les blocs crustaux affaissés et basculés (espacement moyen entre les blocs: 15 km), qui sont des structures d’extension, héritées du rift continental initial. Enfin, cette évolution permet de classer les sédiments accumulés sur les marges d’arrachement en trois grands ensembles, selon qu’ils se sont disposés avant le «rifting» (quand le continent n’était pas encore brisé), pendant l’extension de la croûte (les sédiments s’accumulent alors sur les panneaux de socle effondrés entre des failles actives), enfin après la période d’activité du rift, c’est-à-dire pendant l’ouverture océanique et la création de nouvelle lithosphère à l’axe des dorsales océaniques (fig. 5).

Il reste à comprendre les modalités de l’amincissement crustal sous les rifts continentaux. Jusqu’au début des années quatre-vingt, cet amincissement était expliqué par un simple étirement horizontal de la lithosphère, comparable à une pâte qui se déforme de façon homogène (fig. 6). À mesure du progrès des connaissances, on a cependant découvert que les rifts continentaux sont des structures géologiques dissymétriques, et que les marges de divergence maintenant séparées par un océan ne sont pas de simples images l’une de l’autre. Pour expliquer ces particularités, on pense maintenant que la lithosphère n’est pas étirée de façon homogène au début de la divergence des plaques. Elle serait d’abord partagée en deux prismes géants par une grande faille oblique, peu inclinée (de 15 à 200), appelée faille de détachement (fig. 7). Puis, les deux prismes seraient progressivement dégagés par l’écartement des deux plaques, chacun donnant naissance à l’une des marges conjuguées. Des niveaux de plus en plus profonds seraient ainsi découverts sur la plaque inférieure, puis le manteau supérieur lui-même. Quant à la faille de détachement, il s’agirait d’une zone fragile, peut-être héritée de l’histoire géologique antérieure, par exemple d’une ancienne suture entre deux plaques entrées en collison quelques centaines de millions d’années auparavant.

La subsidence

On entend par subsidence le processus par lequel la lithosphère s’affaisse localement à un endroit du globe, créant ainsi une dépression (un bassin) où s’accumulent des sédiments (cf. SUBSIDENCE – Géologie). Une forte subsidence caractérise les marges continentales de divergence.

Pour comprendre les causes et les modalités de cette subsidence, il faut se rappeler la loi de l’isostasie. Selon cette loi, qui n’est autre que le principe d’Archimède appliqué à la lithosphère, l’état d’équilibre lithostatique est réalisé à une certaine profondeur dans le manteau, comme il l’est dans l’eau sous la quille d’un navire. Au-dessus de la surface située à cette profondeur – surface dite de compensation –, toutes les colonnes verticales de même diamètre et allant jusqu’à la surface du globe pèsent le même poids. Une augmentation de densité dans une colonne aura donc pour effet un raccourcissement (une contraction) de cette colonne, c’est-à-dire, en surface, un affaissement du sous-sol et une subsidence.

Sous les rifts continentaux, deux phénomènes distincts concourent à cette augmentation de densité et à la subsidence qui en résulte. Pendant la période d’activité du rift, l’écartement des plaques provoque un amincissement de la croûte continentale (densité: 2,8). L’épaisseur crustale ainsi perdue est partiellement remplacée par une couche de manteau (densité: 3,3). Il en résulte un affaissement du plancher du rift (une subsidence) sur lequel s’accumulent des sédiments (exemple: les dépôts qui comblent le fossé du Rhin en Alsace). Il s’agit de la subsidence «initiale».

En réalité, l’amincissement crustal sous les rifts continentaux est une conséquence de l’amincissement de la lithosphère tout entière. Une autre conséquence est de rapprocher de la surface l’asthénosphère chaude (1 300 0C), et, partant, d’accroître le flux de chaleur et la température des roches qui constituent la lithosphère. Inversement, l’arrêt d’activité d’un rift continental provoque un retour à l’équilibre thermique. La lithosphère auparavant amincie et échauffée se refroidit alors et s’épaissit aux dépens de l’asthénosphère, ce qui entraîne un accroissement de sa densité, et donc une nouvelle subsidence. Il s’agit de la subsidence «secondaire» ou «thermique», qui affecte les marges de divergence après le début de l’ouverture océanique, ainsi que les bassins sédimentaires qui s’installent sur un rift avorté (le bassin de Paris, par exemple).

La subsidence thermique s’ajoute ainsi à la subsidence initiale, et le cumul des deux phénomènes explique les énormes épaisseurs sédimentaires (jusqu’à 12 ou 15 km) qui s’accumulent sur le socle des marges de divergence. Les sédiments y sont apportés par les fleuves, qui évacuent vers l’océan les produits de l’érosion continentale, ou fabriqués par les organismes constructeurs qui pullulent près des côtes. Pour cette raison, les marges de divergence font l’objet d’une intense prospection pétrolière: lorsqu’elle est enfouie aussi profondément dans la pile des sédiments, la matière organique issue de l’activité biologique est transformée en hydrocarbure sous l’effet de l’augmentation de la température et de la pression, et peut alors migrer et se concentrer dans des gisements que l’on cherche à exploiter.

Les marges de coulissage

Les marges transformantes, ou marges de coulissage, coïncident avec d’anciennes frontières de plaques ayant coulissé l’une par rapport à l’autre, sans s’éloigner ni se rapprocher. Ce sont donc d’anciennes failles transformantes devenues inertes. Elles sont moins bien connues que les marges actives ou que les marges passives de divergence. À son début, le coulissage est intracontinental, juxtaposant deux continents dont les bords sont déformés et soulevés par les frottements des deux plaques (fig. 8 et 9). Dans un second stade, chaque lèvre de la faille transformante devient une marge continentale, à partir du moment où elle se trouve en contact avec un jeune océan. Enfin, après le passage de la dorsale océanique devant la marge, le mouvement de coulissage cesse entre le continent et l’océan, et la marge de coulissage devient stable (ou passive).

Marges continentales et chaînes plissées

Le destin des marges continentales, qu’elles soient actives ou passives, est de se rapprocher lorsqu’un océan se rétrécit par subduction, puis d’entrer en contact quand cet océan est entièrement résorbé. Du fait que la lithosphère qui porte une croûte continentale épaisse est plus légère que l’asthénosphère, une plaque portant un continent a beaucoup de difficulté à entrer en subduction (à la différence d’une plaque recouverte de croûte océanique, qui «coule» facilement dans l’asthénosphère, moins dense qu’elle). En réalité, la convergence de deux plaques «continentales» est en général compensée non par la subduction, mais par un raccourcissement horizontal de la lithosphère, associé à une intense déformation de la croûte. C’est le phénomène de la collision, qui se produit actuellement dans l’Him laya (cf. chaîne HIMALAYENNE), mais qui est aussi responsable de la naissance de la plupart des chaînes de montagne (cf. CHAÎNES DE MONTAGNES – Typologie). Naturellement, c’est le rebord des continents entrés en collision (c’est-à-dire ses marges) qui est le plus déformé. Il existe donc un lien génétique entre chaînes plissées et marges continentales.

Inversement, on sait reconnaître maintenant dans les chaînes plissées les deux anciennes marges continentales juxtaposées ou superposées par la collision (deux marges actives ou une marge active et une marge stable). On sait aussi que, le plus souvent, les structures de la chaîne (plis, failles, nappes de charriage) naissent pendant la collision aux dépens des structures des marges. Par exemple, les prismes d’accrétion tectoniques des marges actives, ou les blocs crustaux basculés des marges stables de divergence, sont souvent transformés en nappes de charriage. Un vieux mystère de la géologie trouve ainsi son explication: les «zones paléogéographiques», caractérisées par la profondeur de sédimentation et la situation dans l’océan avant le plissement, et correspondant aux diverses unités morphologiques et structurales des marges coïncident presque toujours avec les grandes unités structurales des chaînes, pourtant beaucoup plus jeunes.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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