Marge passive

Une marge passive est la zone de transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale qui ne correspond pas à une marge de plaque active . Elle se forme par sédimentation au-dessus d'un ancien rift , désormais marqué par une lithosphère de transition. Le rifting continental engendre de nouveaux bassins océaniques. À terme, ce rift continental forme une dorsale médio-océanique et le champ d' extension s'éloigne de la limite continent-océan . La zone de transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique, initialement formée par le rifting, est appelée marge passive.

En résumé, les marges passives représentent de vastes zones de transition, tectoniquement inactives, entre la lithosphère continentale et océanique . Elles évoluent depuis le rifting continental jusqu'à l'expansion océanique, puis à la subsidence thermique, produisant d'importants prismes sédimentaires au-dessus d'une croûte transitionnelle fortement amincie. Des études récentes soulignent que l'architecture des marges passives varie latéralement sur de courtes distances, en fonction des variations d'extension crustale et de flux magmatique . Il en résulte des segments de marge intermédiaires, pauvres ou riches en magma, qui influencent la structure crustale, l'histoire de la subsidence et la distribution des sédiments. Ces hétérogénéités affectent l'évolution des bassins, le potentiel en ressources et la morphologie des marges continentales riftées.

On trouve des marges passives à toutes les limites océaniques et continentales qui ne sont pas marquées par une faille de décrochement ou une zone de subduction . Elles délimitent la région entourant l' océan Arctique , l'océan Atlantique et l'ouest de l'océan Indien , ainsi que l'ensemble des côtes de l'Afrique , de l'Australie , du Groenland et du sous-continent indien . On en trouve également sur la côte est de l'Amérique du Nord et de l'Amérique du Sud , en Europe occidentale et dans la majeure partie de l'Antarctique . L'Asie du Nord-Est abrite aussi quelques marges passives.

La distinction entre marges actives et passives repose sur la nature de la limite crustale entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale : s’agit-il d’une limite de plaque ? Les marges actives se situent en bordure d’un continent, là où se produit la subduction . Elles sont souvent marquées par un soulèvement et des chaînes de montagnes volcaniques sur la plaque continentale. Plus rarement, on y observe une faille de décrochement , comme celle qui définit la côte sud de l’ Afrique de l’Ouest . La majeure partie de l’est de l’ océan Indien et la quasi-totalité de la marge de l’ océan Pacifique sont des exemples de marges actives. Bien qu’une zone de soudure entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale soit qualifiée de marge passive, il ne s’agit pas pour autant d’une marge inactive. L’affaissement actif, la sédimentation, la formation de failles de croissance, la formation et la migration des fluides interstitiels sont autant de processus actifs sur les marges passives. Ces dernières sont passives uniquement parce qu’elles ne constituent pas des limites de plaques actives.

Les marges passives comprennent à la fois des triades de plaine côtière et de plateau continental -talus-glacis. Les plaines côtières sont souvent dominées par les processus fluviaux, tandis que le plateau continental est dominé par les processus deltaïques et les courants littoraux. Les grands fleuves ( Amazone , Orénoque , Congo , Nil , Gange , Fleuve Jaune , Yangtsé et Mackenzie ) drainent les marges passives. De vastes estuaires sont fréquents sur les marges passives matures. Bien qu'il existe de nombreux types de marges passives, leurs morphologies sont généralement très similaires. Elles se composent typiquement d'un plateau continental, d'un talus continental, d'un glacis et d'une plaine abyssale. L'expression morphologique de ces structures est largement déterminée par la croûte transitionnelle sous-jacente et la sédimentation qui la recouvre. Les marges passives caractérisées par un important apport sédimentaire fluvial et celles dominées par les coraux et d'autres processus biogènes présentent généralement une morphologie similaire. De plus, la rupture de pente continentale semble marquer le niveau marin le plus bas du Néogène , défini par les maximums glaciaires. Le plateau continental externe et le talus continental peuvent être entaillés par de grands canyons sous-marins , qui marquent le prolongement en mer des fleuves.

Aux hautes latitudes et pendant les glaciations, la morphologie côtière des marges passives peut refléter les processus glaciaires, comme les fjords du Groenland et de la Norvège .

Les principales caractéristiques des marges passives se situent sous leurs apparences externes. Sous ces marges, la transition entre la croûte continentale et la croûte océanique est une zone de transition étendue appelée croûte transitionnelle. La croûte continentale affaissée est marquée par des failles normales plongeant vers le large. Cette croûte faillée se transforme progressivement en croûte océanique et peut être profondément enfouie sous l'effet de la subsidence thermique et de la masse de sédiments qui s'y accumulent. La lithosphère sous-jacente aux marges passives est appelée lithosphère transitionnelle. Son épaisseur diminue vers le large lors de la transition vers la croûte océanique. Différents types de croûte transitionnelle se forment, selon la vitesse de rifting et la température du manteau sous-jacent au moment du rifting. Les marges passives volcaniques représentent un type extrême de croûte transitionnelle, l'autre étant la marge passive riftée (amagmatique). Les marges passives volcaniques sont également caractérisées par de nombreux dykes et intrusions ignées au sein de la croûte continentale affaissée. On observe généralement de nombreux dykes formés perpendiculairement aux coulées de lave et aux filons-couches plongeant vers la mer. Les intrusions ignées au sein de la croûte provoquent des coulées de lave le long de la surface de la croûte continentale affaissée et forment des réflecteurs plongeant vers la mer.

Les marges passives sont caractérisées par d'épaisses accumulations de sédiments. L'espace occupé par ces sédiments, appelé espace d'accommodation, est dû à la subsidence, notamment de la croûte transitionnelle. Cette subsidence résulte de l'équilibre gravitationnel qui s'établit entre les segments crustaux : c'est l'isostasie . L'isostasie contrôle le soulèvement du flanc du rift et la subsidence subséquente de la marge passive en formation, et se traduit principalement par des variations du flux de chaleur . Le flux de chaleur au niveau des marges passives évolue considérablement au cours de leur existence : élevé initialement, il diminue avec l'âge. Dans un premier temps, la croûte continentale et la lithosphère s'étirent et s'amincissent sous l'effet du mouvement des plaques ( tectonique des plaques ) et de l'activité ignée associée. La lithosphère très mince sous le rift permet au manteau ascendant de fondre par décompression. Cet amincissement lithosphérique permet également à l' asthénosphère de remonter vers la surface, réchauffant ainsi la lithosphère sus-jacente par conduction et advection de chaleur via les dykes intrusifs. Le réchauffement diminue la densité de la lithosphère et soulève la croûte inférieure et la lithosphère. De plus, les panaches mantelliques peuvent réchauffer la lithosphère et provoquer une intense activité ignée. Une fois qu'une dorsale médio-océanique se forme et que l'expansion du fond océanique commence, la zone de rifting initiale se divise en marges passives conjuguées (par exemple, les marges de l'est des États-Unis et du nord-ouest de l'Afrique faisaient partie d'un même rift au début du Mésozoïque et sont aujourd'hui des marges conjuguées) et s'éloigne de la zone de remontée du manteau, où s'amorcent des cycles de réchauffement et de refroidissement. La lithosphère mantellique située sous la zone de transition continentale-océanique amincie et faillée se refroidit, s'épaissit, sa densité augmente et elle commence ainsi à s'affaisser. L'accumulation de sédiments au-dessus de la croûte et de la lithosphère de transition en subsidence accentue l'affaissement de cette dernière.

Quatre perspectives différentes sont nécessaires pour classifier les marges passives :

1. géométrie de formation en vue cartographique (rift, cisaillé et transtensionnel),
2. nature de la croûte de transition (volcanique et non volcanique),
3. que la croûte de transition représente un changement continu entre une croûte continentale normale et une croûte océanique normale, ou qu'elle comprenne des rifts isolés et des blocs continentaux échoués (simples et complexes), et
4. sédimentation (dominée par les carbonates, dominée par les clastiques ou pauvre en sédiments).

La première perspective décrit la relation entre l'orientation du rift et le mouvement des plaques, la deuxième la nature de la croûte de transition et la troisième la sédimentation post-rift. Ces trois perspectives doivent être prises en compte pour décrire une marge passive. En effet, les marges passives sont extrêmement longues et présentent des variations importantes le long de leur axe, notamment en termes de géométrie du rift, de nature de la croûte de transition et d'apport sédimentaire. Il est donc plus pertinent de subdiviser chaque marge passive en segments et d'appliquer cette classification tripartite à chaque segment.

C’est ainsi que se forment généralement les marges passives : lorsque des portions de continent séparées se déplacent perpendiculairement au littoral. C’est ainsi que l’ Atlantique central s’est ouvert, dès le Jurassique . Les failles sont généralement listriques : des failles normales qui s’aplatissent avec la profondeur.

Les marges cisaillées se forment lorsque la rupture continentale s'accompagne de failles de décrochement . La côte sud de l'Afrique de l'Ouest en est un bon exemple. Ces marges sont très complexes et généralement étroites. Elles se distinguent également des marges passives riftées par leur structure et leur évolution thermique lors de la rupture continentale. À mesure que l' axe d'expansion océanique se déplace le long de la marge, le soulèvement thermique engendre une crête. Cette crête piège les sédiments, permettant ainsi l'accumulation de séquences épaisses. Ces marges passives sont moins volcaniques.

Ce type de marge passive se développe lorsque le rifting est oblique par rapport au littoral, comme c'est le cas actuellement dans le golfe de Californie .

La croûte de transition, qui sépare la croûte océanique de la croûte continentale, constitue la base de toute marge passive. Elle se forme lors de la phase de rifting et comprend deux composantes : volcanique et non volcanique. Cette classification ne s’applique qu’aux marges riftées et transtensives ; la croûte de transition des marges cisaillées est encore très mal connue.

Les marges non volcaniques se forment lorsque l'extension s'accompagne d'une faible fusion du manteau et d'un volcanisme limité. La croûte transitionnelle non volcanique est constituée d'une croûte continentale étirée et amincie. Ces marges sont généralement caractérisées par des réflecteurs sismiques plongeant vers le continent (blocs crustaux en rotation et sédiments associés) et par de faibles vitesses d'ondes P (< 7,0 km/s) dans la partie inférieure de la croûte transitionnelle.

Volcanic margins form part of large igneous provinces, which are characterised by massive emplacements of mafic extrusives and intrusive rocks over very short time periods. Volcanic margins form when rifting is accompanied by significant mantle melting, with volcanism occurring before and/or during continental breakup. The transitional crust of volcanic margins is composed of basalticigneous rocks, including lava flows, sills, dykes, and gabbro.

Volcanic margins are usually distinguished from non-volcanic (or magma-poor) margins (e.g. the Iberian margin, Newfoundland margin) which do not contain large amounts of extrusive and/or intrusive rocks and may exhibit crustal features such as unroofed, serpentinized mantle. Volcanic margins are known to differ from magma-poor margins in a number of ways:

• A transitional crust composed of basalticigneous rocks, including lava flows, sills, dykes, and gabbros
• A huge volume of basalt flows, typically expressed as seaward-dipping reflector sequences (SDRS) rotated during the early stages of crustal accretion (breakup stage)
• The presence of numerous sill/dyke and vent complexes intruding into the adjacent basin
• The lack of significant passive-margin subsidence during and after breakup
• The presence of a lower crust with anomalously high seismic P wave velocities (V_p=7.1-7.8 km/s) – referred to as lower crustal bodies (LCBs) in the geologic literature

The high velocities (V_p > 7 km) and large thicknesses of the LCBs are evidence that supports the case for plume-fed accretion (mafic thickening) underplating the crust during continental breakup. LCBs are located along the continent-ocean transition but can sometimes extend beneath the continental part of the rifted margin (as observed in the mid-Norwegian margin for example). In the continental domain, there are still open discussion on their real nature, chronology, geodynamic and petroleum implications.

Examples of volcanic margins:

• The Yemen margin
• The East Australian margin
• The West Indian margin
• The Hatton-Rockal margin
• The U.S. East Coast
• The mid-Norwegian margin
• The Brazilian margins
• The Namibian margin
• The East Greenland margin
• The West Greenland margin

Examples of non-volcanic margins:

• The Newfoundland Margin
• The Iberian Margin
• The Margins of the Labrador Sea (Labrador and Southwest Greenland)

Passive margins of this type show a simple progression through the transitional crust, from normal continental to normal oceanic crusts. The passive margin offshore Texas is a good example.

Ce type de croûte transitionnelle est caractérisé par des rifts abandonnés et des blocs continentaux, tels que le plateau de Blake , les Grands Bancs ou les îles Bahamas au large de la Floride orientale.

Une quatrième façon de classer les marges passives repose sur la nature de la sédimentation de la marge passive mature. La sédimentation se poursuit tout au long de la vie d'une marge passive. Elle évolue rapidement et progressivement lors des premières étapes de sa formation, car le rifting débute sur terre ferme, puis devient marin à mesure que le rift s'ouvre et qu'une véritable marge passive se met en place. Par conséquent, l'histoire sédimentaire d'une marge passive commence par des dépôts fluviaux, lacustres ou autres dépôts subaériens, et évolue au fil du temps en fonction du déroulement du rifting et des variations de type, de période et de nature des sédiments.

Les marges constructives constituent le mode « classique » de sédimentation des marges passives. La sédimentation normale résulte du transport et du dépôt de sable, de limon et d'argile par les fleuves via les deltas , puis de la redistribution de ces sédiments par les courants littoraux . La nature des sédiments peut varier considérablement le long d'une marge passive, en raison des interactions entre la production de sédiments carbonatés, les apports clastiques fluviaux et le transport littoral. Lorsque les apports de sédiments clastiques sont faibles, la sédimentation biogénique peut devenir prédominante, notamment près des côtes. La marge passive du golfe du Mexique, au sud des États-Unis, en est un excellent exemple : on y observe des environnements côtiers vaseux et sableux en aval (à l'ouest) du delta du Mississippi , et des plages de sable carbonaté à l'est. L'épaisseur des couches de sédiments diminue progressivement avec la distance au large, en fonction de la subsidence de la marge passive et de l'efficacité des mécanismes de transport sous-marin, tels que les courants de turbidité et les chenaux sous-marins .

Le développement du rebord continental et sa migration au fil du temps sont essentiels à la formation d'une marge passive. La position de la rupture de pente continentale résulte d'interactions complexes entre la sédimentation, le niveau de la mer et la présence de barrages sédimentaires. Les récifs coralliens agissent comme des remparts qui retiennent les sédiments entre eux et le rivage, interrompant ainsi l'apport de sédiments aux eaux plus profondes. Un autre type de barrage sédimentaire est constitué par la présence de dômes de sel , fréquents le long des marges passives du Texas et de la Louisiane .

Les marges continentales pauvres en sédiments engendrent des plateaux continentaux étroits et des marges passives. Ce phénomène est particulièrement fréquent dans les régions arides, où le transport de sédiments par les rivières et leur redistribution par les courants littoraux sont faibles. La mer Rouge illustre bien ce type de marge passive.

La formation des marges passives comporte trois étapes principales :

1. Dans un premier temps, un rift continental se forme suite à l'étirement et à l'amincissement de la croûte et de la lithosphère par le mouvement des plaques. C'est le début de la subsidence de la croûte continentale. À ce stade, le drainage s'effectue généralement à l'opposé du rift.
2. La seconde étape conduit à la formation d'un bassin océanique, semblable à la mer Rouge actuelle . La croûte continentale en subsidence subit des failles normales à mesure que s'établissent des conditions marines de transition. Les zones à circulation d'eau de mer restreinte, associées à un climat aride, sont à l'origine de dépôts d'évaporites. L'étirement et l'amincissement de la croûte et de la lithosphère se poursuivent durant cette étape. Les marges passives volcaniques présentent également des intrusions ignées et des dykes.
3. La dernière étape de la formation n'intervient que lorsque l'étirement de la croûte cesse et que la croûte de transition et la lithosphère s'affaissent sous l'effet du refroidissement et de l'épaississement (affaissement thermique). Le drainage s'oriente alors vers la marge passive, entraînant l'accumulation de sédiments à sa surface.

Les marges passives constituent des cibles d'exploration pétrolière importantes . Mann et al. (2001) ont classé 592 gisements pétroliers géants en six catégories selon le type de bassin et le contexte tectonique, et ont constaté que les marges passives continentales représentent 31 % de ces gisements. Les rifts continentaux (susceptibles d'évoluer en marges passives au fil du temps) renferment 30 % des gisements pétroliers géants mondiaux. La plupart des autres gisements géants se situent dans les bassins associés aux zones de collision et de subduction.

Les marges passives constituent des réservoirs de pétrole car elles présentent des conditions favorables à l'accumulation et à la maturation de la matière organique. Les conditions initiales de rifting continental ont engendré la formation de bassins anoxiques , d'importants apports de sédiments et de matière organique, ainsi que la préservation de cette matière organique, donnant naissance à des gisements de pétrole et de gaz. Le pétrole brut se forme à partir de ces gisements. Ce sont dans ces zones que les ressources pétrolières sont les plus rentables et productives. On trouve des gisements productifs dans les marges passives du monde entier, notamment dans le golfe du Mexique , en Scandinavie occidentale et en Australie-Occidentale .

Les discussions internationales sur le contrôle des ressources des marges passives sont au cœur des négociations sur le droit de la mer . Les plateaux continentaux constituent des éléments importants des zones économiques exclusives nationales , essentiels pour les gisements minéraux sous-marins (notamment le pétrole et le gaz) et la pêche.