PARTIE 3 | Les grands ensembles géologiques
travers les fractures générées au sein de la croûte et forme des appareils volcaniques
de taille petite (Kaiserstuhl) à grande (Kilimandjaro).
La durée de ce stade est de l’ordre de 10 Ma à 15 Ma. La question de l’initiation
de la divergence lithosphérique par les panaches mantelliques (rifting actif) reste
débattue. Toutefois il est clair que l’apport de chaleur par ces panaches entraîne
l’amincissement de la lithosphère continentale (avec un isotherme 1 300 °C moins
profond : voir chapitre 8), qui est une zone de fragilité localisant ultérieurement
le rifting.
3.21 Le stade du début de l’accrétion océanique
Si l'étirement se poursuit, la remontée du manteau est plus rapide et plus proche de
la surface (figure 9.19). Cela induit un plus fort taux de fusion partielle générant
un magma tholéïtique (comme dans le cas de la mer Rouge). Ainsi se forme une
croûte océanique dans l’axe du rift : on parle d’accrétion océanique marquant
l’« océanisation » de la croûte continentale. Les blocs basculés de l’ancien rift
continental divergent, deviennent sans activité sismique (pas de déformation) et
constituent alors une marge passive. La zone active d’étirement se localise au niveau
de l’accrétion océanique où la lithosphère est extrêmement mince.
Définition
Une marge continentale est une zone de transition entre lithosphères océanique et continentale. Elle résulte de la fracturation d’une croûte continentale, générant deux marges, puis
de l’évolution distensive de la fracturation originelle en rift. Une marge continentale est
divergente (éloignement progressif de deux marges) et passive (aucune activité sismique).
3.31 Le stade de l’expansion océanique
Si la distension persiste, la rupture de la croûte s’approfondit, formant un golfe océanique (comme le golfe d’Aden). L’accrétion océanique se développe abondamment
et une dorsale se met en place avec un magmatisme tholéïtique. La croûte continentale initiale n’est donc plus du tout observable au cœur de la zone en distension
mais seulement au niveau des marges (formées à l’étape précédente). La croûte
océanique qui s’éloigne de l’axe thermique (dorsale) se refroidit : la subsidence
thermique se produit alors. Ce stade est beaucoup plus long que les précédents
et dure environ 100 Ma. Comme dans le cas de la subsidence tectonique initiale,
ce stade libère un espace considérable où s’accumulent les sédiments pélagiques.
D après les contextes géodynamiques actuels, la lithosphère continentale peut
passer du stade rift continental au stade de l’expansion océanique mais ce n’est
pas toujours le cas (rift rhénan). On parle alors de rift avorté. La destinée de la
lithosphère océanique peut prendre deux directions et constituer :
- une marge passive : une zone de transition avec la lithosphère continentale ;
- une marge active : une zone de subduction de la lithosphère océanique sous une
autre plaque. Ce sera l'objet du chapitre 10.
226
travers les fractures générées au sein de la croûte et forme des appareils volcaniques
de taille petite (Kaiserstuhl) à grande (Kilimandjaro).
La durée de ce stade est de l’ordre de 10 Ma à 15 Ma. La question de l’initiation
de la divergence lithosphérique par les panaches mantelliques (rifting actif) reste
débattue. Toutefois il est clair que l’apport de chaleur par ces panaches entraîne
l’amincissement de la lithosphère continentale (avec un isotherme 1 300 °C moins
profond : voir chapitre 8), qui est une zone de fragilité localisant ultérieurement
le rifting.
3.21 Le stade du début de l’accrétion océanique
Si l'étirement se poursuit, la remontée du manteau est plus rapide et plus proche de
la surface (figure 9.19). Cela induit un plus fort taux de fusion partielle générant
un magma tholéïtique (comme dans le cas de la mer Rouge). Ainsi se forme une
croûte océanique dans l’axe du rift : on parle d’accrétion océanique marquant
l’« océanisation » de la croûte continentale. Les blocs basculés de l’ancien rift
continental divergent, deviennent sans activité sismique (pas de déformation) et
constituent alors une marge passive. La zone active d’étirement se localise au niveau
de l’accrétion océanique où la lithosphère est extrêmement mince.
Définition
Une marge continentale est une zone de transition entre lithosphères océanique et continentale. Elle résulte de la fracturation d’une croûte continentale, générant deux marges, puis
de l’évolution distensive de la fracturation originelle en rift. Une marge continentale est
divergente (éloignement progressif de deux marges) et passive (aucune activité sismique).
3.31 Le stade de l’expansion océanique
Si la distension persiste, la rupture de la croûte s’approfondit, formant un golfe océanique (comme le golfe d’Aden). L’accrétion océanique se développe abondamment
et une dorsale se met en place avec un magmatisme tholéïtique. La croûte continentale initiale n’est donc plus du tout observable au cœur de la zone en distension
mais seulement au niveau des marges (formées à l’étape précédente). La croûte
océanique qui s’éloigne de l’axe thermique (dorsale) se refroidit : la subsidence
thermique se produit alors. Ce stade est beaucoup plus long que les précédents
et dure environ 100 Ma. Comme dans le cas de la subsidence tectonique initiale,
ce stade libère un espace considérable où s’accumulent les sédiments pélagiques.
D après les contextes géodynamiques actuels, la lithosphère continentale peut
passer du stade rift continental au stade de l’expansion océanique mais ce n’est
pas toujours le cas (rift rhénan). On parle alors de rift avorté. La destinée de la
lithosphère océanique peut prendre deux directions et constituer :
- une marge passive : une zone de transition avec la lithosphère continentale ;
- une marge active : une zone de subduction de la lithosphère océanique sous une
autre plaque. Ce sera l'objet du chapitre 10.
226