Marques de la fragmentation continentale et de l’ouverture océanique

Les témoins de la fracturation continentale et de l'ouverture océanique

I. Des marges actives… et passives

Les marges sont des limites au niveau lithosphérique : chaque limite de plaque étant une marge active caractérisée par un fort volcanisme et une forte sismicité. À l’opposé de ces marges très actives au niveau tectonique, il existe un certain nombre de marges passives. Une marge passive est  caractérisée par l’absence d’activité sismique et volcanique, en particulier sismique car il y a parfois un peu de volcanisme.

Ces marges passives sont visibles sur cette carte : on en trouve sur les pourtours de l’océan Atlantique. Elles se mettent en place par un mécanisme global de divergence lithosphérique qui va aboutir à la fracturation en deux blocs d’une lithosphère continentale. Tout commence par la formation de rifts continentaux. 

II. La formation de rifts continentaux

On trouve par exemple des rifts continentaux au niveau du rift des Afars en Afrique. On voit sur le schéma ci-dessous qu’un rift est une zone où la croûte continentale va être amincie et étirée. Les flèches symbolisent les forces de divergence. Au niveau de la lithosphère continentale, on a au début un seul bloc mais ces forces de divergence vont l’étirer et il va répondre en s’amincissant et se fracturant progressivement.

Ces fractures et cet amincissement s’accompagnent d’une remontée du manteau lithosphérique et de l’asthénosphère si bien que les péridotites qui se retrouvent plus proches de la surface subissent ce qu’on appelle une décompression adiabatique, ce qui aboutit à la fusion partielle de ces péridotites du manteau lithosphérique et de l’asthénosphère. À partir de ce moment, alors qu’on était dans une zone entièrement solide, on se retrouve avec une zone fracturée, et en profondeur la formation d’un début de magma par fusion des péridotites. Cette étape correspond à ce qu’on nomme le break up : on passe d’une plaque lithosphérique continentale à deux plaques qui vont se séparer puis progressivement s’éloigner l’une de l’autre. Ce rift qui correspond au début à un relief avec une seule plaque continentale va se séparer en deux plaques et on va passer de l’étape rift ou rifting, à l’étape de formation d’une dorsale.

III. La formation d’une dorsale

Les deux blocs continentaux représentés ensemble et en train de se former sur le schéma précédent se retrouvent bien distincts l’un de l’autre sur le schéma ci-dessous.

On passe à l’étape des marges passives continentales, toujours dans un contexte de divergence. Ces forces de divergence sont représentées à droite et à gauche. On remarque d’une part la mise en place d’une dorsale là où s’est ouvert le rift. Cette dorsale se caractérise par la présence en profondeur d’une chambre magmatique. Il faut imaginer des filons, c’est-à-dire du magma fondu qui remonte vers la surface, et des filons qui vont se réunir à l’aplomb de cette zone d’effondrement qui était le centre du rift et qui est devenu une dorsale.

Ces péridotites fondues vont donc remonter et former petit à petit la croûte océanique, c’est-à-dire par refroidissement et cristallisation, le basalte et le gabbro. La plaque de gauche se déplace vers la gauche et celle de droite vers la droite si bien qu’il y a une ouverture océanique. On a formation d’une marge active représentée par cette dorsale et par son fort volcanisme, il y a aussi eu un peu de sismicité dans cette région. On a donc maintenant deux plaques complètement distinctes. De par les forces de divergence , ces deux plaques correspondent à l’éloignement des blocs continentaux par formation entre-eux d’une nouvelle lithosphère océanique, pendant des millions d’années.

On note au niveau de chaque bloc (plaque de gauche et plaque de droite) que la lithosphère continentale et la lithosphère océanique sont réunies au sein d’une même plaque lithosphérique. Cette plaque présente dans cette zone une transition entre un domaine continental et un domaine océanique, non soumise à sismicité et volcanisme, on parle donc de marge passive. Cette marge passive s’étend de la limite continentale à la naissance du domaine océanique. Il y a donc sur le schéma deux marges passives, à gauche et à droite, séparées par un océan au milieu duquel se trouve une marge active. C’est typiquement la situation de l’océan Atlantique actuel, avec à l’est l’Europe et à l’ouest l’Amérique du Nord.

On remarque ensuite qu’au niveau du domaine continental dans sa limite avec le domaine océanique, il y a présence de failles, ce sont ces fractures représentées sur le schéma. Ce sont des failles normales qui témoignent d’un phénomène de divergence, et qui ont un fort pendage (l’axe de la faille, en rouge sur le schéma, est relativement vertical). Les mouvements relatifs des deux blocs l’un par rapport à l’autre sont également représentés, le bloc de gauche a tendance à se déplacer vers la gauche et vers le haut relativement au bloc de droite qui a tendance à se déplacer vers le bas et vers la droite. On a donc des failles normales voire des failles listriques lorsqu’elles sont légèrement penchées, comme si l’axe de faille formait une sorte de cuillère. Les blocs autour de ces failles normales ont basculé les uns par rapport aux autres, ce qui avait déjà été amorcé lors de l’étape de rifting et se poursuit donc lorsque les marges passives continentales se mettent en place. Les blocs basculent et on observe un déplacement vertical des blocs les uns par rapport aux autres.

Enfin, on remarque que la lithosphère, et plus particulièrement la croûte continentale est amincie au niveau de la transition entre domaines continental et océanique. Alors qu’une croûte continentale est en moyenne épaisse de 30 km, au niveau de la transition continentale océanique, elle peut avoir une épaisseur inférieure à 10 km. Cette situation de marge passive continentale est donc la marque d’une ouverture océanique. Tant que la dorsale fonctionne et que les forces de divergence sont maintenues, les deux domaines continentaux continuent à s’éloigner l’un de l’autre, et l’océan entre-eux à augmenter sa surface. C’est ce qui se passe dans le domaine de l’océan Atlantique actuel.

IV. Témoins de marges passives du passé

Un océan peut être amené à disparaître par subduction : que deviennent alors les marges passives ? Ces marges passives sont constituées de forts volume de croûte et lithosphère continentale. Or la lithosphère continentale est peu dense et ne subducte par en entier : elle peut entrer en subduction, mais ses roches étant peu denses, elles ne vont pas s’enfoncer totalement dans l’asthénosphère et disparaître comme ça peut être le cas des roches de la lithosphère océanique. De ce fait lorsque l’océan disparaît, les marges passives peuvent être maintenues proches de la surface voire même en surface. On retrouve par exemple dans les Alpes des paléo-marges passives  qui sont la preuve d’un océan qui a existé il y a plusieurs dizaines à centaines de millions d’années. Le paléo-océan Alpin a disparu par subduction. On a aujourd’hui des preuves de cette subduction, notamment avec les ophiolites alpines. Dans d’autres domaines des Alpes, on retrouve des blocs basculés qui témoignent de la présence de cette paléo-marge passive. Par exemple dans le massif du Taillefer et de Rochail : des paléo-failles normales sont témoins d’une paléo-ouverture d’un océan alpin avant la subduction et donc avant la mise en place des ophiolites alpines.

Enfin, il ne faut pas oublier que lorsque l’océan s’ouvre et que la lithosphère océanique va s’agrandir, un océan d’eau va se mettre en place et va recouvrir la lithosphère océanique mais aussi les marges continentales passives. Sur ces fonds océaniques de nature continentale et océanique vont se déposer des sédiments. Lorsque l’océan est en place, les marges passives sont donc recouvertes au cours du temps de sédiments puis de roches sédimentaires qui vont s’accumuler et venir recouvrir ces blocs basculés comme elles recouvrent aussi la lithosphère et donc la croûte océanique.