GARME / MS2

Module / Bassins Sédimentaires

et Genèse des matières

premières /

BASSINS DE ZONES DE

CONVERGENCES CONVERGENCES

Prof. CHELLAI

• Les zones de convergences sont des frontières de plaques où une plaquelithosphérique s’enfonce sous une autre selon l’un des deux types de subductionssuivantes :

• Subductions « B » : liée à une surface de Bénioff. Une plaque océaniques’enfonce sous une autre plaque le long d’une surface de Bénioff. La lithosphèreocéanique est détruite dans le manteau tandis que la plaque chevauchante subitun accroissement par la combinaison d’une activité ignée (magmatisme calco-alcalin) et d’une accumulation tectonique de matériaux issus de la plaquedescendante. La subduction « B » se réalise au niveau des marges activesconvergentes suivant deux modalités(fig.16.1) : (1) sous un continent (Pérou-Chili,…)(2) sous un arc insulaire (Japon,…).

• Subductions « A » : ou subduction alpino-type : une plaque continentales’enfonce sous une autre plaque. Compte tenu de sa densité (trop faible), lalithosphère continentale ne peut descendre qu’à des profondeurs intermédiaires,donnant un taux de subduction faible si bien que le mouvement s’accompagnelithosphère continentale ne peut descendre qu’à des profondeurs intermédiaires,donnant un taux de subduction faible si bien que le mouvement s’accompagned’un raccourcissement des plaques par clivage (plissement et écaillages du bâtiprofond à grande échelle ; chevauchements de grandes amplitudes descouvertures sédimentaires sus-jacentes). Dépliées, les couvertures sont en excèspar rapport au substratum continental disponible. La subduction « A » se réalisesuivant deux modalités (fig.16.2) : (1) sous un continent donnant une collisioncontinent-continent, avec un bassin marginal (Méditerranée) ou sans (Arabie) ;(2) sous un arc insulaire (Timor).

• CADRE TECTONIQUE GENERAL :

• La tectonique des zones de convergence est complexe et son examen relève de

l’étude de l’orogenèse. Il est cependant nécessaire d’en consigner ici les traits

essentiels : Les conditions tectoniques générales des zones de convergences sont

celle d’un système en compression (fig.16.4A) : les bassins se forment dans des

fossés limités par des failles inverses.

• Les phénomènes tectoniques tendent à réduire leur surface. Le plus souvent, la

compression est oblique par rapport à la frontière de plaques introduisant une

composante en décrochement dont l’amplitude varie dans l’espace et dans le

temps (fig. 16.4B).

• La répartition des contraintes varie, en fait, largement au sein même d’une zone

de convergence (fig. 16.4C), comme le montre l’exemple d’une marge active.de convergence (fig. 16.4C), comme le montre l’exemple d’une marge active.

Dans la plaque qui subit la subduction (I) un bombement (a) est érigé du côté

océanique de la fosse et il est le siège d’une extension entraînant un jeu de

failles normales. Dans la plaque chevauchante, le bourrelet frontal (arc) peut-être

en compression ou en distension. Il est bordé par deux domaines de

comportement différent.

• Du côté de la fosse (région anté-arc) un prisme d’accrétion structurale (b) se

constitue à la faveur de chevauchements synthétiques dirigés vers cette dernière.

La croissance du prisme répond à un mécanisme qualifié de « sous-charriage »

(fig. 16.4E) : les écailles tectoniques empilés y sont d’autant plus récentes qu’elles

sont situées plus bas. La plus récente se constituant dans la fosse, sous les

précédentes à partir des matériaux apportés par la plaque océanique.

• Du côté opposé (fig.16.4c) (région d’arrière arc), une chaîne plissée peut se

former avec des charriages antithétiques dirigés vers le bassin d’avant pays.

De tels charriages (R’) sont d’autant plus important que le plan de

subduction (R) est plus incliné, entre les valeurs extrêmes de 15° à 75°. A

l’inverse, cette même région peut aussi être le siège d’une extension et d’un

amincissement de la lithosphère, voire d’une expansion, du fait de courants

de convection induits dans le coin de la plaque chevauchante par la chaleur

du frottement de la subduction elle-même . il en résulte (fig.16.4C) soit undu frottement de la subduction elle-même . il en résulte (fig.16.4C) soit un

bassin d’effondrement (d) sur croûte continentale ou amincie, soit un bassin

marginal, sur croûte océanique, susceptible d’évoluer en une zone

d’expansion océanique (fig. 16.4D)

• BASSINS DES ZONES DE SUBDUCTIONS DE TYPE BENIOF

• De tels bassins appartiennent aux systèmes arc-fosse. Ceux-ci occupent soit une

position intra-océanique (fig. 16. 1B) (avec ou sans bassin marginal jeune actif),

soit une position péricontinentale (fig. 16. 1A) (avec une chaîne en compression

ou avec bassin en extension dans l’arrière arc).

• Dans le premier cas , ils tirent leur origine d’une rupture de plaques océanique

(fig. 16.5A) dans le second, de l’activation d’une marge stable (fig. 16. 5B). Au

cours du fonctionnement d’un système intra océanique une inversion de polarité

peut se produire du fait d’un arrêt de la subduction (par blocage ou collision

arc/continent) et de son transfert sur le côté opposé de l’arc.

• L’organisation morphotectonique d’un système arc-fosse se définit par rapport à• L’organisation morphotectonique d’un système arc-fosse se définit par rapport à

l’arc volcanique (ou magmatique). Celui-ci renferme des bassins intra-arc et

délimite deux domaines : la région anté-arc (« fore arc » fig.16.6 ). Qui comprend

bassin anté arc, bourrelet d’accrétion, bassins d’accrétion et fosse océanique ; la

région d’arrière arc qui comporte bassin marginal, actif ou non et arc(s) fossile

(s).

• La sédimentation est contemporain e : (1) du volcanisme et du plutonisme de

l’arc ; (2) du métamorphisme HP-BT de la zone de subduction et du

métamorphisme HT-BP de la racine de l’arc ; (3) des diverses déformations qui

interviennent dans la zone de subduction. Elle est ainsi à l’origine de séquences

qui se caractérisent par leur richesse en volcano-clastites, par leurs assemblages

pétrotectoniques et par la nature de leur substratum.

• Fosses océaniques• Une fosse océanique comprend : un plancher ou axe et un versant

externe (côté océan), sur croûte océanique. Ce versant à pentedouce et en distension étant formé par flexure de la plaqueplongeante au niveau du bombement externe ; un versant interne(côté arc) abrupt, aussi appelé zone de subduction ou taluscontinental (dans le cas d’un système péricontinental), constituépar la pile de prisme d’accrétion structurale. Sa base marquant lapar la pile de prisme d’accrétion structurale. Sa base marquant lalimite des zones tectoniques en compression.

• Le versant externe est couvert de sédiment océaniques oupélagiques (avec éventuellement des nodules polymétalliques)dont la nature siliceuse ou carbonatée dépend de la bathymétrie,et plus précisément de la situation du milieu de dépôt par rapportà la CCD (profondeur de dissolution des carbonates). Dans l’axe dela fosse, les pélagites sont surmontées par une série de turbiditesà faciès de plaines sous marine et à transport longitudinal (malgréles apports latéraux).

• Le versant interne est constitué par un complexe desubduction, encore appelé mélanges de subduction ouplus simplement mélanges (fig. 16.7). Il s’agit d’unensemble de brèches chaotiques où des masses decouches ou de roches océaniques (turbidites, pélagites,ophiolites) sont tectoniquement associées à des massesde couches ou de roches détachés du sommet de lade couches ou de roches détachés du sommet de lalithosphère (roches métamorphiques, plutoniques,volcaniques, sédimentaires et volcano-clastites) ettransportées par gravité, en masse ou par courants deturbidité sur toute la surface de la région anté-arc.

• Bassins anté-arc

• On appelle bassin anté-arc un bassin situé dans cette région et allongé entre le frontvolcanique et le haut du versant interne de la fosse (haut-fond structural ou arc insulaireexterne non volcanique ou encore arc insulaire sédimentaire). Dans cette position lecontenu d’un bassin anté-arc n’est pas soumis aux déformations intense et généralisées dela zone de subduction. Quant à son substratum, il est de nature variée : côté arc, rochesplutoniques, volcaniques, et métamorphiques, érodées, recouvertes suivant un dispositif« onlap ». Côté fosse, complexe de subduction en cours de croissance, cad affectés dechevauchements et recouverts en transgression et discordance par des terrains nondéformés. Au centre, enfin, croûte océanique probablement (au moins pour les bassinsépais), roches plus vieilles que celle de l’arc ou du complexe de subduction.

• La morphologie des bassins anté-arc est contrôlée par la croissance de la zone desubduction dont la crête structurale peut émerger ou rester, au contraire à 2-3 km sous leseaux . Différents éléments géographiques se réalisent ainsi : les montagneuses, sillonseaux . Différents éléments géographiques se réalisent ainsi : les montagneuses, sillonslongitudinaux, talus sous-marins transverses, plate-formes peu profondes, plaines outerrasses sous marines, plaines ou vallées terrestres. La subsidence dépend de la descentede la plaque océanique dense et d’une flexuration de la plaque chevauchante sous le poidsdu sédiments. Elle est progressive, donnant des séries sédimentaires épaisses de 5 à 12 kmet non déformées.

• Les sources des sédiments se situent dans l’arc magmatique lui-même et éventuellementsur le relief structural de la zone de subduction. Les dépôts sont surtout clastiques etimmatures. Ils sont riches en matériaux volcano-clastiques, à l’origine. Les carbonates sontrares.

• Comme la morphologie et la bathymétrie, les faciès sont variés : sédiments continentauxfluvio-déltaïques, littoraux, et de plate-forme aussi bien que turbiditique, dans ce derniercas , les paléocourants sont à la fois longitudinaux et transverses.

• Bassins d’arrière-arc• Les régions d’arrière-arc présentent divers types de croûtes : croûte océanique

dans les arcs intra-océaniques (Mariannes) ; blocs continentaux détachés ducontinent dans certains arcs insulaires (Japon) ; croûte continentale dans les arcspéricontinentaux (Cordillères américaines).

• Les bassins d’arrière arc à croûte océanique sont appelés bassins marginaux(« inter-arc basins » ou « back-arc basins »). Leur expansion débute 20-40 Maaprès la subduction qui la provoque, mais son taux est très variable, voire nul, sibien qu’on peut distinguer : des bassins actifs (Mariannes) à flux thermique élevéet des bassins inactifs, mûrs à flux thermique normal ( Mer du Japon, Plateaudes îles Fidji). Leur plancher océanique correspond à une suite ophiolitique. Lessédiments sus-jacents sont formés de turbidites volcano-clastiques, alimentés àpartir d’une source dans l’arc magmatique ou de pélagites océaniques si un arcfossile joue un rôle de barrière.fossile joue un rôle de barrière.

• Les bassins d’arrière-arc sur croûte continentale sont de deux types. Les unspeuvent être décrits comme de mini-marges stables « riftées », bordant les petitsocéans que constituent les bassins marginaux décrits ci-dessus (margescontinentale du Sud-Est de la Chine). Les autres sont entièrement sur croûtecontinentale. Ils sont alors formés par une tectonique de blocs déplacés le longdes failles listriques et ils peuvent donner lieu à un flux thermique élevé (Bassinde Java Sumatra). Le substratum est fait de roches ignées et métamorphiques,issues d’un arc insulaire précédent ou d’une orogenèse antérieure. Leremplissage est continentale ou marin, généralement peu profond.

• BASSINS DES ZONES DE SUBDUCTION ALPINO-TYPE

• Les zones de subduction alpino-type (ou subduction «A») sont des zones decollisions continentales, postérieures et consécutives à une subduction «B»,contemporaines et antithétiques d’une telle subduction ou indépendante(fig.16.3). Elles sont à l’origine de sutures ou mégasutures qui renfermentdes séries sédimentaires déformées, issues des bassins océaniques, desmarges stables et des systèmes arc-fosses impliqués dans la collision. Cesséries peuvent être visibles , car pincées entre des blocs crustaux ou nonvisibles parce que résorbées par la subduction ou érodées aprèssoulèvement. Les zones de subductions «A» comportent un arc magmatique(si elles succèdent à une subduction océanique) ou une haute chaîne plissée(bourrelet de collision, également qualifié de frontal ou liminaire) et deux(bourrelet de collision, également qualifié de frontal ou liminaire) et deuxgroupes de bassins sédimentaires :

• Des bassins d’avant-pays (ou avant-fosses), établis sur les flancs de la chaînede suture (bassins périsuturaux), à savoir un bassin périphérique(« peripheral foreland basin »), adjacent à la suture et sur la plaqueplongeante et un bassin rétro-arc (« retroarc foreland basin »), situé sur laplaque chevauchante en arrière de l’arc ou de la haute chaîne.

• Des bassins d’arrière arc, établis sur la suture elle-même (bassinsépisuturaux) du coté concave de l’arc.

• Les bassins d’arrière-arc occupent une position intramontagneuse ets’ouvrent par distension ou cisaillement sur une croûte amincie ou mêmeocéanique en leur centre.

• Bassin périphérique :

• Les bassins de ce types sont aussi appelés «avant-fosses» («fore-deeps ». un bassin périphérique nait sur la bordure d’un craton, à lalimite d’une plaque continentale plongeante, et au pied d’une chaînechevauchante sur le front même des zones structurales encompression, du fait de la subduction (fig.16.8). le bord cratoniquemontre des structures distensives, certaines héritées de la margestable rapprochée par la subduction. Le bord orogénique est affectéepar des plis et chevauchements et donne lieu à une sédimentationclastique synorogénique. Avec les progrès de la collision le contenudu bassin est plissé, incorporé à la chaîne et soulevé. Il en résulte unemigration tectonique (de la chaîne ou de la mégasuture) etmigration tectonique (de la chaîne ou de la mégasuture) etsédimentaire (du bassin ou des dépocentres) vers la plaqueplongeante. Le mouvement des plaques étant rarementperpendiculaire à la limite des blocs, la collision crustale estgénéralement diachrone sur toute la longueur de la suture (fig.16.9).La migration tectonique et sédimentaire s’effectue donc aussilongitudinalement suivant le déplacement d’un point de transitiontectonique entre le segment déjà suturé et celui qui ne l’est pas(Pyrénées).

• Le substratum d’un bassin périphérique est ainsi variable : croûtecontinentale ou de transition plutôt qu’océanique. Mais une croûted’océan en cours de fermeture peut subsister au niveau du segmentnon encore suturé.

Le remplissage est généralement formé par un prisme clastique qui s’étend vers le

craton à partir de la chaîne. L’épaisseur peut atteindre 5 km. Les dépôts sont

turbiditiques (sur croûte continentale ou de transition), avec des transports

longitudinaux si le bassin est profond ou bien déltaiques et fluviatiles avec des

transports latéraux si la profondeur est faible. Les séries turbiditiques ont été

souvent désignés sous nom de flysch, les autres séries clastiques sous celui de

molasses. Leur répartition est en fait commandée par la migration de la suture : lesmolasses. Leur répartition est en fait commandée par la migration de la suture : les

flyschs se constituent en aval du point de transition tectonique, les molasses en

amont. Les deux types de séries sédimentaires se remplacent ainsi latéralement ;

avec migration de la suture et de la haute chaîne consécutive, ils vont aussi se

superposer verticalement. Les deux séries sont alimentés à partir de sources situées

pour une partie, sur le craton et pour l’essentiel, dans l’orogène de collision.

• Bassins rétro-arc

• Dans la nomenclature de la langue française, ces bassins ont été confondues avecles précédents sous l’appelation générale d’avant-fosses. Ils s’en distinguentcependant par leur situation sur une plaque continentale chevauchante(fig.16.8). les bassins rétro-arc sont des dépressions allongéses entre un arcpericontinental et un craton dans l’avant-pays d’une chaîne plisséee formée dansl’arrière-arc par une subduction «A» antithétique d’une subduction «B».

• Ils ont ainsi un flanc cratonique stable à structures distensives, et un flancorogéniques à structures compressives. Le premier est affecté de failles normales(effondrement de bordures de plate-formes), le second, suivant l’intensité de latectonique, de failles inverses de nappes de couverture, contemporaines d’unesédimentation clastique, synorogénique (nappes à amortissement frontal).

• L’épaisseur des dépôts est de l’ordre de 5km. Les faciès sont fluviatiles,déltaiques, marins de plate-forme plus rarement profonds. La dispersion dessédiments est transverse, à partir de la chaîne et dans une moindre mesure ducraton. Les sources principales des sédiments sont : (1) l’arc magmatique, (2) lachaîne plissée d’arrière arc ; (3) un prisme miogéoclinal de marge riftée dans lecas de surrection d’un bourrelet de collision par activation d’une margeantérieurement stable (fig.16.8B).

• Bassins d’arrière arc

• Ils sont situés sur le côté concave des arcs de subduction « A ».

• Ils sont formés par des failles normales (listriques) ou des cisaillements dans le cadre d’une tectonique généralement en distension.

• Ils sont le siège de flux thermique élevés. • Ils sont le siège de flux thermique élevés.

• On peut distinguer les bassins à croûte continentale, amincie ou non (Bassin de Vienne par exemple), des bassins dont l’extension a été suffisante pour donner un plancher océanique (Bassins de la Méditerranée occidentale).

• Ces bassins renferment d’épaisses séries sédimentaires correspondant souvent à des milieux confinés.