Il existe des marges passives sédimentaires et des marges passives magmatiques. © Alessandro Righetti
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Du rifting à l’ouverture océanique : évolution des marges passives

Question/RéponseClassé sous :Géologie , rifting , dorsale océanique
 

Les marges passives représentent une zone de transition complexe entre deux grands domaines extrêmement différents : le domaine continental, caractérisé par une croûte épaisse de 35 kilomètres en moyenne, et le domaine océanique, caractérisé par une croûte fine de 6 kilomètres en moyenne. Elles résultent de la déchirure continentale et de la mise en place in fine d'une dorsale océanique.

Ce processus d'ouverture continentale est à la base de la tectonique des plaques. La création et l'évolution des marges passives se déroulent en plusieurs phases qui impliquent une grande diversité de processus tectoniques et magmatiques. On différencie ainsi couramment les marges en fonction du budget magmatique disponible durant leur développement : on parle de marges passives magmatiques (marges Norvège-Groënland par exemple), et de marges passives peu magmatiques (marges Ibérie-Terre Neuve par exemple).

Architecture d’une marge passive

Malgré une forte variabilité morphologique, magmatique et sédimentaire, toutes les marges passives montrent une architecture similaire à grande échelle. On peut ainsi reconnaître trois grands domaines. 

  • La partie proximale, qui se définit par une croûte continentale très peu amincie affectée par des grandes failles normales. 
  • La zone d'étranglement, ou necking zone, qui représente une région complexe marquée par un amincissement brutal de la croûte continentale : la croûte passe d'une épaisseur de 25 km environ à moins de 10 km sur une distance de 50 à 60 km. Cet amincissement est accompagné d'une remontée rapide du Moho.
  • La partie distale, qui montre une extrême variabilité en matière de structure et de morphologie en fonction du budget magmatique. Au niveau des marges peu magmatiques, ce domaine est caractérisé par la présence d'une croûte continentale hyper-étirée, dont l'épaisseur fait moins de 10 km, et de manteau exhumé serpentinisé. Sur les marges magmatiques, on trouve plutôt une forte épaisseur (souvent plus de 10 km) de coulées volcaniques (appelées SDR pour Seaward Dipping Reflectors) au-dessus d'une croûte continentale hyper-étirée et largement intrudée de matériel magmatique.

Les géologues étudiant les marges parlent souvent de « Transition Océan-Continent », ou « TOC » pour définir la zone de la partie distale située entre une croûte encore clairement continentale et une croûte clairement océanique. La nature de cette TOC est sujette à controverse car souvent peu contrainte, notamment par l'absence de forages et de données géophysiques. 

En haut, architecture d’une marge passive peu magmatique. En bas, architecture d’une marge passive riche en magma. © Morgane Gillard

Première étape de l’ouverture : l’étirement de la croûte continentale

Le processus de déchirure de la croûte continentale est généralement appelé « rifting ». Mais ce terme est aujourd'hui trop réducteur pour décrire à lui seul l'évolution complexe et polyphasée des marges passives. La première étape de l'ouverture continentale peut être décrite par une phase d'étirement. Elle est caractérisée par une déformation distribuée associée au développement de failles normales affectant la croûte supérieure cassante et s'enracinant dans la croûte moyenne. On parle de failles listriques. La croûte continentale est, à ce stade, localement et légèrement amincie. Des bassins sédimentaires se développent indépendamment les uns des autres.

Deuxième étape de l’ouverture : l’amincissement de la croûte continentale

La déformation se localise sur une ou quelques grandes failles qui vont mener à un amincissement très rapide de la croûte continentale, jusqu'à des épaisseurs inférieures à 10 km. Il s'agit de la création de la zone d'étranglement (necking zone). Ces grandes failles traversent la totalité de la croûte continentale, jusqu'à atteindre le Moho. Ceci implique la perte des niveaux ductiles de la croûte, et un couplage entre la croûte continentale et le manteau supérieur.

Troisième étape de l’ouverture : variabilité en fonction du budget magmatique

La troisième étape de l'ouverture océanique est extrêmement dépendante du budget magmatique. Dans le cas d'une marge peu magmatique, où l'apport en magma est relativement réduit (toutefois existant), la croûte continentale déjà très amincie va continuer à s'étirer par le jeu de failles normales s'enracinant dans le manteau. Elle est ainsi progressivement délaminée jusqu'à sa rupture finale. On parle alors de « breakup » de la croûte continentale. Il peut s'ensuivre une phase plus ou moins longue d’exhumation du manteau le long de grandes failles de détachement. Les études géochimiques concernant cette zone des marges peu magmatiques montrent que le manteau dénudé par ces failles est encore issu d'une lithosphère continentale. Cette phase d'exhumation ne représente donc pas le début de l'accrétion océanique, qui se caractérise par la création d'une nouvelle lithosphère dont la composition est sensiblement différente de la « vieille » lithosphère continentale. Les failles de détachement vont donc exhumer le reste du manteau continental jusqu'à la rupture lithosphérique finale. Ce breakup lithosphérique marque l'initiation d'une dorsale océanique et le début de l'accrétion d'une nouvelle croûte océanique.

Dans le cas d'une marge riche en magma, les processus marquant la fin du rifting et l'ouverture océanique sont très différents. Cette dernière phase d'amincissement est ici associée à un volcanisme important résultant de la fusion du manteau par décompression adiabatique. De grandes quantités de matériel magmatique vont se mettre en place au-dessus de la croûte amincie, sous forme de coulées volcaniques, mais également en dessous de la croûte (sous-placage magmatique). La superposition des coulées volcaniques va former un ensemble de plusieurs kilomètres d'épaisseur, les SDR. Dans ce contexte, la rupture de la croûte continentale concorde généralement avec la rupture lithosphérique et l'accrétion océanique classique se met en place immédiatement après.

Les facteurs influençant le budget magmatique au niveau des marges passives

Le budget magmatique est contrôlé par plusieurs facteurs qui interagissent entre eux. Le principal est certainement la température du manteau, car elle contrôle le début de la fusion par décompression et donc le budget en magma. Une température mantellique élevée est donc synonyme de fort apport magmatique, et inversement. La vitesse d'extension est également à considérer, tout comme la composition minéralogique du manteau. Un manteau primitif et riche en éléments volatils est en effet susceptible de produire plus de magma qu'un manteau déprimé ayant déjà subi des épisodes de fusion partielle. Les marges peu magmatiques sont donc souvent considérées comme résultant de l'étirement d'une lithosphère continentale vieille, épaisse et froide, alors que les marges magmatiques sont plus souvent associées à un panache mantellique de point chaud.

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