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Les marges continentales passives
Une marge continentale constitue la bordure d’un continent qui assure la transition vers le domaine océanique adjacent. Elle peut à ce titre être considérée comme la zone intermédiaire entre deux domaines crustaux d’âge, de nature, et d’épaisseurs différents. Lorsqu’elles ne présentent pas d’activité tectonique, ou volcanique actuelle, les marges continentales sont dites passives ou stables (Scrutton, 1982; Boillot, 1983 ; Sage, 1994).
En général, la formation des marges passives s’initie pendant l’extension (rifting) d’une lithosphère continentale soumise à des contraintes divergentes (Fig.1) associée à la remontée et la fusion partielle éventuelle du manteau lithosphérique et de l’asthénosphère.
Lorsque le rifting atteint la rupture lithosphérique, l’accrétion commence, et s’étend de part et d’autre de l’axe du rift pour former une nouvelle croûte océanique.
En fonction de la direction des contraintes, par rapport à l’axe du rift, deux types de marges passives peuvent exister; si la direction de la rupture continentale (ou axe de rift) est perpendiculaire à la direction des contraintes, les marges sont dites marges en extension (ou divergentes), si la direction de la rupture est parallèle à la direction des contraintes, les marges sont appelées marges transformantes (ou aussi de coulissement ou de décrochement) (Fig.1).
Figure 1. Illustration schématique des marges passives divergente et de coulissement en fonction de la direction des contraintes représentée par les flèches noires (modifié d’après Boillot et Coulon 1998).
Les marges passives divergentes
Les marges passives divergentes (ou en extension) sont généralement caractérisées par une morphologie en pente douce (autour de 3°), s’étalant sur une largeur dépassant les 100 km. En profondeur, d’après les modèles déduits des données géophysiques (sismique réfraction, gravimétrie), notamment la topographie de la discontinuité de Mohorovičić appelée Moho (limite physique entre la croûte et le manteau supérieur), elles sont caractérisées par une croûte continentale amincie qui passe sur la largeur de la marge, de 30-35 km à 7-8 km d’épaisseur. Ces marges sont associées à la présence d’une sédimentation pré, syn., et post-rift, et des blocs basculés bordés par des failles normales à pendage vers l’océan (Fig. 1) qui accommodent l’extension de la croûte supérieure cassante. Les différents stades d’évolution de rifting L’évolution des rifts vers les marges passives est gouvernée par les forces d’extension lithosphériques. Le moteur de cette extension trouve son origine dans la dynamique des plaques tectoniques, et les courants de convection asthénosphériques.
Succinctement, les trois principaux stades d’évolution d’un rift jusqu’à la formation des marges passives en extension (Fig. 2) sont :
la lithosphère d’épaisseur normale est soumise à des contraintes extensives (Fig. 2a),
l’amincissement de la lithosphère associé à la remontée et éventuellement la fusion partielle du manteau lithosphérique et de l’asthénosphère. L’extension est accommodée par des failles normales délimitant des blocs basculés dans la partie fragile (Fig. 2b).
une fois le rifting atteint la rupture lithosphérique, une croûte océanique est accrétée au niveau de l’axe du rift, et deux marges conjuguées se forment.
Figure 2. Schéma simplifié de L’évolution d’un rift et la formation de deux marges conjuguées.
(D’après Boillot et coulon, 1998).
Les modèles de rifting
Les deux modèles fondateurs de rifting diffèrent par les modalités de l’amincissement de la croûte. Le premier modèle de rifting en cisaillement pure (Fig. 3a) (McKenzie, 1978) prédit un amincissement homogène de la croûte, formant des marges conjuguées symétriques. Par contre le modèle de cisaillement simple de Wernicke (1981) (Fig. 3b) prédit une structuration asymétrique de la zone d’amincissement, conduisant à la formation des marges conjuguées asymétriques. Les deux mécanismes d’amincissement peuvent se combiner pour former des zones de rift dont la structure est intermédiaire entre les deux modèles extrêmes comme dans la marge Ouest Ibérique (e.g., Whitmarsh et al. 2001).
Figure 3. Modèles de rifting : (a) modèle de cisaillement symétrique (McKenzie, 1978), (b) cisaillement simple (Wernicke, 1985). (Repris de HDR, F. Klingelhoeffer, 2009).
Les marges volcaniques et non volcaniques
Selon l’importance du magmatisme, les marges sont généralement subdivisées en deux catégories : les marges volcaniques et les marges non-volcaniques.
Les marges volcaniques
Ce type de marge est caractérisé par la mise en place dans la zone de transition continent-océan, d’une quantité importante de coulées basaltiques (5-10 km) qui, en sismique, sont identifiables par les « SDR » à pendage vers l’océan (en anglais, Seaward Dipping Reflectors) (Fig. 4). L’activité magmatique intense conduit à l’accrétion d’une croûte océanique épaisse (≈10 km) et souvent par un sous-placage important constitué d’intrusion mafiques sous la zone de transition, reconnaissable par des vitesses sismiques Vp >7.2 km/s (Gerlings et al., 2009 ; Keen et al., 2012).
Les marges non-volcaniques
Ce deuxième type correspond aux marges caractérisées soit par l’absence, soit par la faible activité magmatique, et dans ce deuxième cas, elles sont qualifiées de « magma-poor margins ». Par opposition aux marges volcaniques, ces marges ne présentent pas de SDR ni de hautes vitesses liées au corps sous plaqués. Elles sont parfois caractérisées par un manteau exhumé et serpentinisé à la transition continent-océan (e.g. Boillot et al., 1989 pour la marge de Galice).
Les études menées sur la zone de transition indiquent qu’elles ne présentent généralement ni les caractéristiques d’une croûte continentale ni celles d’une croûte océanique. Néanmoins plusieurs hypothèses ont été émises pour la définir : (1) une croûte océanique accrétée au niveau d’une dorsale lente à très lente (Sawyer, 1994 ; Whitmarsh and Sawyer,1996), (2) une croûte continentale étirée, amincie découpée et intrudée par des matériaux ignés (Whitmarsh et al, 1990 ; Whitmarsh and Sawyer,1996), (3) un domaine d’exposition de manteau suite au fonctionnement d’une ou plusieurs structures d’extension (Beslier et al.,1996 ; Dean et al., 2000).
Figure 4. Exemple de section sismique sur la marge passive volcanique au Sud-Est de Groenland, montrant des réflecteurs de type ‘ SDR ’. (Modifié d’après Larsen et al. (1994)).
Les marges passives de coulissement
Les marges de coulissement (ou transformantes) ; bien qu’elles présentent une grande variété de profils tels que la présence d’une ride marginale comme la marge de côte d’Ivoire-Ghana (Mascle et Blarez, 1987) (Fig. 5a) ou de structures analogues (ride de cuvier) en Australie (Fig. 5b) , ou encore la présence d’une pente érosive ou de corps gravitaires comme à Agulhas en Afrique du Sud (Uenzelmann-Neben and Huhn, 2009) ; se distinguent des marges en extension principalement par une pente continentale abrupte (Fig. 5c). En profondeur, elles sont caractérisées par un amincissement crustal rapide s’effectuant sur une distance n’excédant pas quelques dizaines de kilomètres et une transition continent-océan (TOC) réduite (e.g, Greenroyd et al., 2008) (Fig. 5d) voir absente, traduisant le contact direct entre les croûtes océanique et continentale (Sage, et al., 2000).
Les marges en contexte d’arrière-arc
A l’arrière d’une zone de subduction peut se développer par extension de la plaque chevauchante, un bassin appelé bassin d’arrière-arc. Le moteur de l’extension est une convection secondaire du manteau associée au retrait du panneau plongeant (slab roll-back), généralement plus incliné et dense (exemple des Mariannes), (Fig. 6). Si le rifting atteint le stade de rupture, un nouveau bassin océanique se crée et les bordures de ce bassin constituent alors, des marges continentales dans un contexte de convergence de plaques lithosphériques (ou marges en contexte d’arrière arc). Les bassins d’arrière arc montrent dans leur majorité une épaisseur de croûte nettement plus faible que la croûte des bassins océaniques « normaux » de type atlantique (Sclater et al., 1976). Par exemple la croûte océanique dans le bassin d’arrière arc des philippines possède une croûte océanique de l’ordre de 3 à 5 km (Louden et al., 1980), et il en est de même pour le bassin liguro-provençal (Pascal, et al 1993 ; Contrucci, et al., 2001 ; Gailler et al., 2009).
Figure 5. (a) exemples de caractéristiques des marges transformantes (a) coupe sismique sur la marge de Côte d’Ivoire-Ghana montrant une pente continentale raide et le développement d’une ride marginale (modifié d’après Basile et al.,1998), (b) coupe sismique sur la marge nord-ouest d’Australie montrant un analogue de ride marginale (modifié d’après TOTAL S.A.), (c) marge de Côte d’Ivoire Ghana montrant une pente bathymétrique abrupte et forte (modifié d’après Mercier de Lépinay 2012, communication personnelle) , (d) modèle de vitesses sismiques Vp sur la marge de la Guyane-Est, montrant un amincissement crustal rapide avec une zone de transition étroite entre les croûtes continentale et océanique (modifié d’après Greenroyd et al., 2008).
Les marges de type « STEP »
Dans le cas particulier où la subduction se termine sur une zone transformante, le retrait de la subduction (roll back), pourrait être accompagné d’une déchirure latérale de la lithosphère. La propagation horizontale de cette déchirure le long de la terminaison du slab, permet la naissance d’une faille transformante (faille de déchirement) conduisant à la formation d’une marge dite en STEP (Subduction Transform Edge Propagator) qui correspond à la propagation de la limite subduction – faille transformante (Govers et Wortel, 2005). On peut supposer que cette limite en STEP résulte d’une déchirure de la plaque plongeante perpendiculaire à la fosse de subduction (donc subparallèle à l’azimut du slab) (Fig. 7b). Cette déchirure est contrôlée par la rhéologie du slab et l’évolution de la subduction (Yoshioka and Wortel, 1995 ; van de Zedde and Wortel, 2001). Elle va évoluer selon le mécanisme schématisé sur la figure 8 (Govers et Wortel, 2005). Les principaux exemples des zones STEP dans le monde sont décrits par Govers et Wortel (2005), et sont cités : la Calabre et le Nord et le Sud des caraïbes (Fig.9).
Problématique de la marge ouest-algérienne
Les données de géophysique marines de surface et subsurface (campagnes MARADJA et SAMRA, 2003 et 2005) suggèrent que le segment le plus occidental de la marge algérienne, le secteur de Mostaganem qui nous préoccupe dans cette étude, présente une structure différente du reste de la marge (Domzig, 2006). Les indices de reprise en compression y sont faibles voire absents, et la pente continentale très raide pourrait alors traduire une formation de la marge dans un contexte transformant plutôt que par extension de la lithosphère. Les données de sismicité suggèrent qu’une déformation active affecte principalement la marge conjuguée espagnole et le domaine Tellien à terre (cf. chapitre I). Par ailleurs le domaine océanique jouxtant la marge au nord, pourrait présenter des affinités soit avec le domaine d’Alborán, situé plus à l’ouest entre le Maroc et l’Espagne, soit avec le bassin océanique nord-algérien. De même, l’extension du domaine kabyle, zones internes de la chaîne des Magrébides au large de Mostaganem suscite un débat. En effet, ces terrains allochtones disparaissent à terre, à l’ouest de Ténès, pour réapparaître dans le Rif marocain et les cordillères bétiques. Le secteur de Mostaganem est donc dans une position charnière et la compréhension de sa structure et de son origine implique des modèles d’évolution géodynamique très différents pour l’ouest de la Méditerranée.
Au-delà des questions de l’évolution géodynamique et structurale de ce segment de marge, qui ne comprend aucun forage profond, d’autres questions sur le potentiel pétrolier de cette zone restent en suspens. Les modélisations thermiques et structurales ne permettent pas de conclure, par manque de précisions sur la limite continent-océan et sur le type, l’âge et l’épaisseur des bassins sédimentaires reposants sur le substratum.
Ce travail de thèse, se propose d’apporter des contraintes nouvelles sur la structure crustale de ce segment de la marge pour répondre à plusieurs questions :
Comment s’effectue la transition continent-océan le long de ce segment de la marge ? Quelle est la nature de cette marge continentale ?
Quelles contraintes la structure crustale apporte-t-elle aux modèles de reconstitution cinématique à l’échelle régionale ?
Comment s’est effectué le transfert des zones internes vers le Rif marocain ?
Comment est la transition du bassin algérien vers le bassin d’Alborán ?
Quel est l’incidence du schéma géodynamique sur le potentiel pétrolier ?
Pour réaliser ce travail nous avons utilisé des données de sismique réflexion verticale et de sismique réfraction-réflexion grand angle acquises pendant la campagne océanographique SPIRAL, les données de bathymétrie multifaisceaux acquises durant les campagnes Maradja, les données de sismique réflexion pétrolière et les mesures magnétiques acquises par Sonatrach.
Les principales caractéristiques de la marge algérienne
Traits physiographiques
La marge continentale algérienne correspond à la partie centrale de la bordure sud de la méditerranée occidentale et occupe l’espace compris entre les marges tunisienne à l’Est et marocaine (Mer d’Alborán) à l’ouest. Elle s’étend sur environ 1200 km d’Est en Ouest depuis la longitude 8,5°E jusqu’à 2,2°W (Fig. I.1). Son orientation est sensiblement Est-Ouest depuis la frontière algéro-tunisienne, jusqu’au méridien de Ténès. Au-delà vers l’Ouest, elle devient NE-SO jusqu’à la frontière algéro-marocaine. (Fig. I.1).
Figure I.1 : Carte topographique et bathymétrique. (a) de la zone ibéro-maghrébine et du bassin algérien-mer d’Alborán. (b) zoom montrant l’orographie de la marge. PK=Petite Kabylie, GK=Grande Kabylie. (c) zone d’étude au large de Mostaganem présentée sur la figure I.2.
Traits Orographiques
Sur le plan orographique, cette zone littorale algérienne est bordée par des reliefs (Fig. I.1b) où se distinguent d’Est en Ouest les Monts de L’Edough surplombant Annaba, les Monts de la Petite Kabylie constituant une chaîne de montagne sur environ 200 kilomètres et les Babors dominant la baie de Bejaia. Plus à l’ouest, la partie centrale est occupée par les massifs de Grande Kabylie et le massif d’Alger qui domine la plaine de la Mitidja. Enfin dans notre zone d’étude on distigue le massif du Chenoua, et les Monts Ténès et du Dahra s’étendant entre Ténès et Mostaganem (Fig. I.2). Ces zones orographiques constituent l’Atlas tellien où la topographie est relativement abrupte. Les altitudes sont variables de 1000 à 1500 m et le point le plus haut culmine à 2308 m au Djurdjura.
Morphologie de la marge occidentale de l’Algérie
La marge algérienne est une des marges les plus escarpées de la Méditerranée occidentale. Elle se caractérise par un plateau continental très étroit notamment en face des massifs élevés tels que ceux de la Kabylie, d’Alger, du Chenoua ou de Ténès. La largeur du plateau continental n’excède pas 10 km (Cattaneo et al., 2010) et ainsi, le dénivelé moyen est proche de 3500 m sur une largeur d’environ 20 à 30 km.
Dans sa partie occidentale, au large de Ténès, la marge algérienne, présente un plateau continental encore plus étroit (<10 km) entaillé par de nombreux canyons. Ces canyons généralement de direction Nord-Sud, rectilignes et étroits, avec des crêtes aigues, servent de voies de transits pour les sédiments (Fig. I.2). En revanche, en face des bassins néogènes, tels que la Mitidja et le bassin du Chélif, le plateau continental devient plus étendu et la largeur du plateau peut atteindre quelques dizaines de kilomètres. (Fig. I.2).
En mer, alors que le bassin algérien atteint 3000 m de profondeur, à l’Ouest, dans la mer d’Alborán (Fig. I.1), la profondeur n’excède pas 1000 m. Les fonds marins sont accidentés par des reliefs sous-marins comme l’escarpement de Habibas ou la ride de Yusuf (El-Robrini, 1986) (Fig. I.1).
Table des matières
INTRODUCTION GÉNÉRALE
1. Contexte de l’étude
2. Les marges continentales passives
Les marges passives divergentes
Les modèles de rifting
Les marges volcaniques et non volcaniques
Les marges volcaniques
Les marges non-volcaniques
Les marges passives de coulissement
Les marges en contexte d’arrière-arc
Les marges de type « STEP »
3. Problématique de la marge ouest-algérienne
CHAPITRE I. CADRE GÉODYNAMIQUE
I.1 Les principales caractéristiques de la marge algérienne
I.1.1 Traits physiographiques
I.1.2 Traits Orographiques
I.1.3 Morphologie de la marge occidentale de l’Algérie
I.2 La géologie du nord de l’Algérie
I.2.1 Le système tellien
I.2.1.1 Les zones externes
I.2.1.2 La zone des flyschs
I.2.2 Le domaine AlKaPeCa
I.2.2.1 L’ensemble cristallophyllien
I.2.2.2 Le Paléozoïque
I.2.2.3 Le Mésozoïque
I.2.3 Le domaine offshore
I.2.3.1 La série infra-salifère
I.2.3.2 Le Messinien
I.2.3.2.1 La série des évaporites inférieures (Lower Unit :LU)
I.2.3.2.2 La série salifère messinienne (Mobile Unit : MU)
I.2.3.2.3 La série des évaporites supérieures (Upper Unit : UU)
I.2.3.3 La série des sédiments plio-quaternaires
I.3 La marge algérienne dans le contexte géodynamique de la Méditerranée occidentale
I.3.1 La reconstruction cinématique
I.3.2 Apport de la tomographie
I.3.3 Le magmatisme
I.3.4 Architecture du Nord de l’Algérie
I.3.5 La sismicité et les déformations actuelles
CHAPITRE II. ACQUISITION ET TRAITEMENT DES DONNÉES SPIRAL
II.1 Acquisition des données
II.1.1 La campagne SPIRAL : déroulement et objectifs
II.1.1.1 Secteur d’Annaba : transect terre-mer GH
II.1.1.2 Secteur de Jijel : transect terre-mer IJ
II.1.1.3 Secteur de Kabylie : transect terre-mer EF
II.1.1.4 Secteur de Mostaganem : transect terre-mer AB
II.1.2 Principe de la méthode sismique
II.1.2.1 La sismique réflexion multitrace
II.1.2.2 La sismique réfraction-réflexion grand angle
II.1.3 Acquisition sismique réflexion multitrace
II.1.3.1 La source
II.1.3.2 La flute d’hydrophones
II.1.3.3 Géométrie du dispositif d’acquisition
II.1.3.4 Enregistrement
II.1.3.5 Contrôle de qualité et Binning
II.1.4 Acquisition sismique réfraction-réflexion grand angle
II.1.4.1 La source
II.1.4.2 Les récepteurs en mer
II.2 Traitement des données
II.2.1 Traitement des données SMT
II.2.1.1 Analyse des données
II.2.1.2 Le traitement à bord
II.2.1.2.1 Objectif
II.2.1.2.2 Résultats et conclusions
II.2.1.3 Le traitement au laboratoire
II.2.1.3.1 Inversion de polarité
II.2.1.3.2 Conversion zéro-phase
II.2.1.3.3 Atténuation des multiples
II.2.1.3.4 Correction NMO et analyse des vitesses
II.2.1.3.5 Migration en temps avant sommation
II.2.2 Traitement des données SGA
II.2.2.1 Conditionnement
II.2.2.2 Amélioration du signal
CHAPITRE III. STRUCTURE PROFONDE DE LA CROÛTE PAR TOMOGRAPHIE SISMIQUE
III.1 Tomographie des temps de trajet : principe et généralités
III.1.1 Tomographie par inversion des temps de trajet
III.1.1.1 Principe
III.2 L’inversion par le code Tomo2D
III.2.1 Présentation du code
III.2.1.1 Le problème direct
III.2.1.2 Le problème inverse
III.2.1.3 Fiabilité du modèle final
III.2.1.4 Les tests de résolution
III.2.2 Préparation des données pour l’inversion
III.2.2.1 Le pointé des premières arrivées et des arrivées secondaires
III.2.2.2 Attribution des incertitudes sur le pointé
III.2.2.3 Statistiques des pointés
III.2.2.4 Construction du modèle initial
III.2.2.5 Inversion des temps des premières arrivées
III.2.2.6 Inversion des ondes réfléchies
III.3 La marge ouest algérienne : une marge décrochante témoin de la propagation de la limite de la subduction (STEP)
III.3.1 Abstract
III.3.2 Introduction
III.3.3 Geological Framework
III.3.4 Dataset
III.3.4.1 SPIRAL wide-angle seismic data
III.3.4.2 SPIRAL MCS data
III.3.4.3 Industrial MCS data
III.3.5 Travel-time tomography of refractions and wide-angle reflections
III.3.5.1 Methodology
III.3.5.2 Checkerboard tests
III.3.6 Seismic velocity structure
III.3.6.1 The oceanic domain
III.3.6.2 The continental margin domain
III.3.6.3 The transition zone
III.3.7 Interpretation of seismic reflection lines
III.3.7.1 Oceanic domain
III.3.7.2 Continental margin and transition zone
III.3.8 Discussion
III.3.8.1 Oceanic crust of the Algerian basin
III.3.8.2 Tectonic origin of the continental margin of western Algeria
III.3.8.2.1 Variations along the Algerian margin
III.3.8.2.2 Comparison with other STEP or transform margins
III.3.8.3 Extent of internal zone offshore
III.3.8.3.1 Seismic evidence
III.3.8.3.2 The magnetic anomaly offshore
III.3.9 Conclusions
CHAPITRE IV. MIGRATION/INVERSION EN PROFONDEUR DES DONNÉES DE SISMIQUE MULTITRACE ET GRAND-ANGLE
IV.1 Construction du modèle de vitesse MCS et lissage
IV.2 Le modèle de vitesse mixte
IV.3 Tracé de rais
IV.4 La migration « ray+Born » en amplitudes préservées
IV.5 Le contrôle de la fiabilité du modèle de vitesses et de l’image migrée
IV.6 Conclusions et suggestions
IV.6.1 Sur le modèle de vitesse de migration
IV.6.2 Sur la définition de la géométrie d’acquisition pour le processus de migration
CHAPITRE V. DISCUSSIONS
V.1 Sur la structure superficielle et profonde de la marge à partir de la migration en profondeur des données sismiques
V.1.1 Interprétation quantitative des épaisseurs
V.1.2 Décalage de la base du sel
V.1.3 Le chevauchement basal du domaine AlKaPeCa
V.2 Sur le graben en pied de marge et sur la zone de décrochement
V.2.1 Evolution spatiale
V.2.2 Sens du décrochement :
V.3 Sur la limite occidentale en mer du domaine AlKaPeCa
V.4 Sur l’inversion tectonique de la marge
V.4.1 Etat des lieux
V.4.2 Les indices de déformation sur le banc de Khayr-al-Din
V.4.3 Le secteur de Mostaganem
V.4.4 Les données SPIRAL
V.5 Sur le potentiel pétrolier
V.5.1 Bref historique d’exploration dans le Nord-Ouest de l’Algérie
V.5.2 Potentiel pétrolier en fonction de la classification des bassins sédimentaires
V.5.3 L’offshore Mostaganem dans le contexte de cette classification.
V.5.4 Effets de l’épaisseur sédimentaire
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
1. La structure profonde d’une marge océanique transformante
2. Un accident décrochant majeur en pied de marge
3. Une marge associée à la propagation du domaine d’Alborán en arrière de la subduction de Gibraltar (STEP margin)
4. Les traces de la collision des blocs AlKaPeCa
5. L’inversion tectonique contemporaine
6. La couverture sédimentaire et le potentiel pétrolier
7. Perspectives
BIBLIOGRAPHIE
LISTE DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
ANNEXE
