Marges continentales transformantes

0 Acadbmie des sciences / Elsevier, Paris Geodynamique / Geocfynamics

ABRIDGEDVERSION Continental transform (or sheared or translational) margins result from plate motion parallel to the boundary between parting continents. Such geodynamic setting has direct bearing

on the morphology, the sedimentation, the tectonic features and the crustal structure of continental transform margins, Evolution of transform margins has tentatively been summa-

Article redi@ P I‘invitation du comite de lecture Article remis le 20 janvier 1998,accept6 aprks revision le 18 mai 1998 E-mail mascle@ccnobs-vlfr fr C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planetes / Eaarth & Planetary 199%. 326.827-838

Sciences

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J. Mascle et C. Basile

rized in a three-stage qualitative model (Mascle and Blares, 1987), characterized by an intracontinental, ocean-continent active transform, and finally a passive margin stages (figure 1). The characteristics of transform margins have become better known in the last 10 years, thanks to new geological constraints on their sedimentary and tectonic evolution. This helps to produce better and precise evolutionary models and to propose thermo-mechanical modeling. Using recent data, particularly from the Dead Sea Valley, the Gulf of California and the C&e-d’Ivoire-Ghana margin, we briefly review here the evolution of transform margins.

Intracontinental

transform

stage

During this stage, the active transform domain is characterized as a series of deep valleys bounded by uplifted reliefs (figure 3a). In pull-apart basins, coarse elastics rapidly accumulated as a consequence of the intracontinental setting, rapid subsidence. active tectonics and borders uplift. Along the Cote-d’Ivoire margin (figure 4a), these tectonic and sedimentary features have been evidenced by seismic data (Lamarche et al., 19971, deep sea dives and scientific drilling sampling (Mascle et al., 1996; Guiraud et al.. 1997b). There, thick elastic piles were submitted to strong tectonic deformations leading to a general structural inversion and characterized by folding, brittle fracturing and cleavages (Benkhelil et al., 1996; BenkheIi1 et al., in press). as well as by thermal diagenesis (Mascle et al., 1996; Oboh-Ikuenobe et al., 1997; Holmes, in press). Fluid inclusions data indicate that this thermal event seems to be linked to hydrothermal circulations rather than deep crustal heating processes (Lespinasse et al., in press). Within the Cbte-d’Ivoire Margin the thermal event occurred prior to structural inversion and subsequent erosion, which appear coeval with the end of this stage (Basile et al., in press-b) (figure 4b). Finally, at the end of this stage. two differentially stretched continental lithospheres are in contact. leading to a progressive shift of active tectonics to the thinnest and deeper lithosphere.

Active ocean-continent

transform

The sharp transition between oceanic and continental crusts which constitutes one of the major characters of transform margins (figure 2)> and the creation of a bordering steep continental slope relate directly to this period, During this stage, large crustal continental blocks, and their elastic cover, may have slid from the margin and be deposited within fracture zones (figure 4~). They even may have been tectonically displaced, as continental slivers, along oceanic fracture zones and left, far away from the margin, within the oceanic crust (Honnorez et al., 1994 ; Honatti et al., 1996). It has been argued that heat transfer processes between oceanic lithosphere and a colder continental domain could induce bordering marginal ridges uplift and subsequent erosion (Mascle and Blarez, 1987 ; Tood and Keen, 1989). Geological data from the Cored’Ivoire-Ghana margin do not substantiate such a mechanism

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(Bouillin et al., in press ; Basile et al., in press-b), even if a spatially restricted heating may have been occurring (Marcdno et al., in press).

Passive transform

margin

Wlthin a transform margin, the end of active tectonics is believed to be coeval with the end of its contact with the nearby oceanic spreading centre (figure 4d). This may induce a coupling effect between two juxtaposed, continental and oceanic, lithospheres which belong then to the same plate. Such coupling should itself lead to potential bending of the continental crust (consequence of differential thermal subsidence). However, no good evidence of bending effect can be observed on most tranform margins with the exception of the Falkland Margin (Lorenzo and Wessel. 1997). This suggests thdt both lithospheres remain uncoupled, probably by tectonic reactivation of former strike-slip faults. At this stage, sedimentary mechanisms are chiefly dependent on cooling subsidence and paleo-oceanographic fluctuations, as on standard passive margin. The presence of high standing marginal ridges strongly prevent normal sedimentary bypassing; the sediments are preferentially trapped into deep margin basins such as the Cote-d’Ivoire deep basin (figure 3~).

Thermo-mechanical

modeling

attempts

Anempts have been made to better assess the evolution of transform margin mainly recorded by their uplift and erosion. Modeling consists of: (1) thermal models to evaluate heat production and transfer across a fracture zone and to estimate the resulting vertical motion and subsequent erosion (Todd and Keen, 1989; Lorenzo and Vera, 1992); (2) mechanical models to account for fracture zone--triggered lithospheric flows (Reid, 1989); (3) consequences of mechanical coupling between continental and oceanic lithospheres (Lorenzo and Wessel, 1997) and (4) finally a combination of thermal and mechanical effects (Gadd and Scrutton, 1997; Vagnes, 1997). IIowever ODP Leg 159 geological data (Mascle et al., 1996; Hasile et al.. in press-b) do not support these models and demonstrate that uplift and erosion were chiefly the results from the intracontinental evolution and therefore cannot have been produced by heating processes due to thermal transfer between oceanic and continental crusts. We do not know yet why such thermal transfer is almost not in operation. Abnormal structure of the bordering oceanic crust, generated at a relatively slow rate (Sage et al., 1997a) or strong fracturing favouring vertical hydrothermal circulation, and preventing horizontal thermal conduction, may constitute potential explanations,

Conclusions Qualitative geodynamic and quantitative thermo-mechanical models consider that the transform margin consists of very narrow and almost vertical boundaries between passing lithospheric plates. On the CBte-d’Ivoire-Ghana transform margin recent geological data have brought reliable information. which clearly show that tectonic and thermal activities are not

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Marges continentales

transforrnantes

only restricted to a narrow domain and that transform margin uplift and erosion are clearly not simple consequences of thermal exchanges. We suggest that parts of the pending

questions may be answered when good evidence of inverted transform margin segments is available onshore, for example in mountain ranges.

1. Introduction

Au sein de la marge transformante, le prolongement d’une zone de fracture est egalement soulignbe par un relief important et lineaire, dbnomme Ride marginale (Le Pichon et Hayes, 1971) (figure 2), assez comparable, tant par sa position que par sa morphologie, aux rides transverses reconnues dans la plupart des zones de fractures ocbaniques (Bonatti, 1978). Le sommet de cette ride, & I’instar de I’ensemble de la bordure des marges transformantes, correspond A une surface d’erosion subhorizontale h&itke d’une surrection anterieure (Blarez et Mascle, 1988). A I’&chelle crustale, la croirte continentale des marges transformantes ne semble pas, ou seulement tres peu, avoir & affectee par ce contexte specifique. A travers le paleo-domaine transformant, la transition entre crotites continentale et ocbanique est toutefois particulierement raide et se traduit par une d&ivelr$e importante du Moho (Scrutton, 1979) ; cette derniere peut atteindre, par exemple dans le cas de la marge de C&e-d’lvoire-Ghana, IO 2 12 km sur une distance inf&rieure 3 10 km (Edwards et al., 1997 ; Sage et al., 199713). Enfin, plus que tout autre type de marge continentale, les marges transformantes offrent d’importantes variabilit& lattjrales r&ultant en grande partie des contrastes (de nature, d’age, d’bpaisseur, de rheologie, etc.) entre deux lithosph&res differentes, en contact de part et d’autre d’une paleo-limite de plaque. De toute kvidence, 2 I’&helle rkgionale, les marges transformantes ne sont pas des objets cylindriques, et de ce fait leur etude nbcessite une analyse en trois dimensions.

Consequences de la fragmentation continentale et de la creation concomitante d’une lithosphere oceanique nboformbe, les marges continentales dites passives offrent une grande variabilitk sur le plan de leurs structures superficielles, crustales et lithosph&iques. Cette diversite r&ulte de I’interaction de nombreux facteurs, les uns d’origine externe, les autres contr&% par la gkodynamique interne. II est clair, par exemple, que la sbdimentation des marges, ainsi que leurs morphologies, sont, en grande partie, influenckes par des facteurs externes tels que le climat, I’&osion ou la circulation ockanique, mais qu’elles sont egalement directement sous la dbpendance de la subsidence de la IithosphPre et des structures tectoniques actives ou h&itbes d’un stade d’evolution anterieur. En dkbut d’ouverture oceanique, geom&rie et cinematique du riftingcontinental constituent deux paramPtres de premier ordre contrblant I’&olution ulterieure des marges passives. Ainsi, un dkplacement des plaques lithospheriques sensiblement orthogonal ?I l’axe d’un rift (figure 1 A) conduira a la crkation de marges passives de divergence, bordures continentales de loin les plus repandues et les plus c%udi@es. Un rifting initial, domine par des dkplacements sensiblement parallPles 2 la limite separant deux masses continentales (figure 1 A), aboutira par contre $I I’kdification de segments de marges, egalement passives, mais en fait trPs differentes des prPc@dentes par de nombreux caractkres : les marges continentales dites transformantes. Dans le cadre general de la tectonique des plaques, de tels segments de marges peuvent &tre definis comme les prolongements lat&aux, a la limite continent-ocean, de zones de fracture ockaniques ; ils representent done la trace d’anciennes failles transformantes (Wilson, 1965) soulignant les pal&o-directions de dkplacement des plaques (Le Pichon et Hayes, 1971). Un tel contexte cinkmatique est associk, au sein des marges transformantes, & des traits morphologiques, structuraux et crustaux remarquables. Au plan morphologique, ces objets se caracterisent le plus souvent par une plate-forme immergee allongbe et btroite, &pa&e du domaine abyssal par une pente continentale linbaire, egalement trPs Gtroite et tr$s raide. Au large du Ghana, par exemple, la pente depasse en moyenne 10” et peut localement atteindre 20” & 30” (figure 2) ; elle correspond alors & une surface d’brosion, ou de non-dep&, plut8t qu’h une vaste aire de skdimentation, caracteristique des deux autres types de marge, divergente ou convergente.

2. Les grands stades d’bvolution marge transformante

d’une

Mascle et Blarez (1987) ont propose trois stades d’&olution d’une marge transformante, pendant I’ouverture progressive d’un bassin ocbanique dans un contexte transformant (figure 1). Chacun de ces stades, qui met successivement en contact des IithosphPres de natures diffbrentes, a des consequences sur I’&olution thermique de la lithosphitre, mais aussi sur le d&eloppement des structures sedimentaires et tectoniques qui constituent, en sub-surface, les meilleurs marqueurs de I’&olution d’une marge continentale. Ces stades peuvent @tre r&urn& de la man&e suivante. 2.1.

Riftinget

activitk

transformante

intra-continentale

Un amincissement progressif de la IithosphPre continentale aboutit ?I la creation de bassins divergents distincts, mais tectoniquement reli& par des zones assimilables a

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Sciences

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J. Mascle et C. Basile

Figure 1. bolution d’une marge transformante (modifk d’apres Mascle et Blarez, 1987). A : disposition initiale ; B : faille transformante intracontinentale ; C : marge transformante active ; D : marge transformante passive. Transform margin evolution (modified from Max/e and Blarez, 1987). A: initial fit; 6: intracontinental transform fault; C: active transform margin; D: passive transform margin.

-I

I 1 COTE D’IVOIRE

I c-’

i-/

II-

-

Plaine abyssale du Golfe de Guinbe $F. 400

I

I -zoo0

des failles transformantes (figure 1 B). A ce stade, les domaines transformants mettent pour I’essentiel en contact des fragments de crofite continentale d’epaisseur et done d’&vation sensiblement comparables, sauf le long de la

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Figure 2. Schema morphostructural de la marge transformante de C&e-d’lvoire-Ghana. Morphology and structural of the C&e-d’lvoire-Ghana form margin.

bordure des bassins divergents, OIII les zones tes assurent des contacts tectoniques actifs continentale en voie d’amincissement et aminci. Les cons6quences thermiques d’un

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sketch trans-

transformanentre crotite craton non tel dispositif

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Sciences

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Marges continentales sont vraisemblablement limitees a un simple rechauffement par friction mecanique au sein du seul domaine transformant. L’accretion oceanique qui commence a se mettre en place a la base du domaine divergent, alors scelle par une discordance post-rift, n’affecte pas, dans un premier temps, la zone transformante, qui demeure intracontinentale et tectoniquement active. 2.2. Marge transformante continent-o&an

active

: activitk

transformante

Au fur et a mesure que se poursuit I’accretion oceanique, un segment de plus en plus important de la faille transformante met en contact lithospheres oceanique et continentale (figure IC). La zone transformante evolue alors progressivement en une marge continentale tectoniquement active. A ce stade, on peut penser que les differences de regimes thermiques entre deux domaines lithospheriques contrast& et en contact puissent induire des transferts de chaleur significatifs a travers le domaine transformant, la lithosphere oceanique, plus chaude, rechauffant alors la lithosphere continentale. De tels transfer& devraient, en principe, induire des mouvements verticaux importants, en particulier une surrection de la bordure continentale du domaine transformant, facilitee par le decouplage des deux lithospheres. Une telle surrection devrait a priori atteindre un maximum lors du passage contre I’axe d’accretion oceanique. Cet episode doit egalement correspondre, le long de la marge, h un arret de I’activite tectonique transformante intracontinentale, qui doit s’enregistrer, au sein de la couverture sedimentaire, par une nouvelle discordance, ou discordance post-transformante (par analogie avec la discordance post-rift). 2.3. Marge transformante

passive

L’activite tectonique majeure ayant cesse, I’evolution de la marge est a priori surtout gouvernee par le refroidissement progressif de la lithosphere sur laquelle elle est construite (subsidence thermique) et par la succession des evenements environnementaux qui vont affecter la couverture sedimentaire. Les deux lithospheres, continentale et oceanique, qui appartiennent a partir de cette periode a la m&me plaque, sont dorenavant couplees.

3. Les limites du mod&le cinematique Le modele precedent decrit I’evolution de la marge transformante en un point donne. On peut en effet supposer qu’en debut du rifting la deformation a ete sensiblement synchrone au long de I/ensemble de la zone transformante. Par la suite, chaque secteur de cette derniere va successivement subir les differents stades d’evolution ; ainsi, tant I’age du debut que la duree de chacun des stades vont fortement varier le long de la marge. Ce diachronisme sera d’autant plus grand que le relais transformant initial sera important. C. R. Acad. Sci. Paris. Sciences de la terre et des planetes 1998. 326,827.a38

transformantes

Par ailleurs, et bien que I’evolution geodynamique proposee prenne en compte les grandes etapes telles qu’elles peuvent etre deduites de la dynamique aux limites des plaques lithospheriques, d’autres parametres sont susceptibles d’influencer fortement cette evolution. Des modifications de la cinematique des plaques lithospheriques, en particulier des changements de poles de rotation, peuvent par exemple considerablement modifier le regime tectonique au sein de la zone transformante, en ajoutant au mouvement coulissant une composante convergente (transpression) ou divergente (transtension). Une modification de la vitesse de deplacement des plaques peut egalement avoir des consequences structurales au sein de la zone transformante. Depuis une vingtaine d’annees, les principales caracteristiques des marges continentales transformantes, en particulier de leurs grands ensembles morphostructuraux, sont connues et integrees dans le cadre de la tectonique des plaques. Par contre, et a I’instar des autres types de marges continentales, se pose toujours le probleme de la compr6hension detaillee des structures geologiques a I’echelle d’une paleo-limite de plaque, c’est-a-dire, dans le cas des marges transformantes, a I’interieur d’une bande de quelques dizaines de kilometres de large et de plusieurs centaines de kilometres de long. Les recherches les plus recentes se sont attachees : (1) a mettre en evidence les mecanismes controlant, a une 6chelle locale ou regionale, la sedimentation et la deformation au sein de la zone transformante ; (2) a tester la validite du modele qualitatif brievement present6 cidessus, ainsi qu’a le quantifier, en particulier en evaluant les paleotemperatures et I’importance des mouvements verticaux ; enfin (3) a proposer des modeles thermomecaniques de la lithosphere prenant en compte transferts thermiques et mouvements verticaux calibres par des contraintes geologiques. La synthese de ces etudes presentee ici tente de prendre en compte a la fois le cadre global (a I’echelle de la limite de plaque lithospherique) et le cadre regional, en insistant surtout sur les phenomenes intervenant a I’interieur de la zone transformante. Pour ceci, nous nous fondons sur trois exemples regionaux que nous pensons Gtre representatifs des grands stades d’evolution des marges transformantes. Ces exemples sont : (a) la faille transformante du Levant (mer Morte), transformante intracontinentale active, (b) le golfe de Californie, ou I’accretion oceanique est actuellement en tours et qui constitue un modele de marge transformante active, enfin (c) la marge de Coted’lvoire-Ghana, marge transformante actuellement passive, sur laquelle de tres nombreux resultats ont ete acquis au tours des dernieres an&es.

4. Transformante

intracontinentale

Au tours du stade intracontinental, la limite de plaque transformante correspond en surface a une succession de depressions allongees, se raccordant, au moins a l’une de ces extrfSmit&, a une limite de plaque divergente

1 Earth & Planetary

Sciences

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J.

Made et C. Basile

a: Transformante intracontinentale: la Mer Morte Sommet dei+Eoc@ne 1

Mer Rouge 100 -

__ --,

km

b: Marge transformante active: le Goife de Califorme

Golfe de Califomie

c: Marge transformante passive: le Golfe de C&in&e

Figure 3. Cartes et coupes de trois stades successifs d’6volution des marges transformantes. Les Cchelles des trois cartes sont identiques, ainsi que celles des trois coupes (exagkration verticale 10). a : coupe topographique d’apr&s Wdowinski et Silberman, 1997 (coupe 25) ; coupe geologique d’apres Manspeizer, 1985 (b, d’apres Lonsdale, 1985 ; c, cet article). ,,),,-,.:,: Three stages in transform margin evolution. Same sea/es for the maps, and same scales for the sections (vertical from Wdowinski et Silberman, 1997 (section 25); geological section irom Manrpeizer, 1985 (b, from Lonsdale,

(figure 3a). Ces depressions sont bordees par des epaulements similaires a ceux d’un rift, interpret& comme resultant d’une flexure Clastique des bordures des deux plaques lithospheriques en contact (Ten Brink et al., 1990) (figure 3a). L’origine de ce rift transformant et de sa surrection bordiere sont sujets h debat. Parmi les hypotheses proposees pour le rift de la mer Morte, I’evolution du mouvement transformant vers un rifting divergent (Mart, 1991) semble peu plausible, dans la mesure oh ni amincissement crustal, ni remontee du Moho (Ten Brink et al., 1990), ni anomalie thermique (Eppelbaum et al., 1996) ne sont connus. Se superposant a la subsidence qui affecte I’ensemble de la faille transformante, des bassins en pull-apartextremement subsidents se developpent dans les zones de relais entre decrochements actifs (Aydin et Nur, 1982 ; Christie-Blick et Biddle, 1985). La genese de ces bassins est gouvernee par la geometric des relais decrochants ; ils

a32

C. R. Acad.

exaggeration 10). a: topography 1985; c, this paper).

peuvent ainsi aussi bien caracteriser des domaines transpression que des regions en transtension.

en

L’extremite des segments transformants en contact avec une limite de plaque divergente se caracterise par une su’ccession de petits bassins de type pull-apartdisposes en echelon. La faille transformante a ainsi tendance a s’elargir et a s’approfondir a I’approche de sa jonction avec les rifts divergents. De tels dispositifs sont connus aux extremites meridionales de la faille du Levant (Golfe d’Aqaba, BenAvraham, 1985) ou de la faille de San Andreas (Nord du golfe de Californie, Moore, 1973) (figure 3a et b). Au tours des stades d’evolution ulterieurs, la subsidence se generalise le long des limites de plaques divergentes, et les bassins en pull-apart tendent a se confondre en une seule et vaste entite, assimilable a un mega-pull-apart, comme par exemple le bassin ivoirien profond sur la marge de I’Atlantique equatorial (Blarez et Mascle, 1988) (figure 3~). Le raccord entre differentes zones tectonique-

Sci. Paris, Sciences

de la terre

et des plan6tes

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Marges continentales ment actives, a l’intersection entre faille transformante et bassin divergent, se fait par I’intermediaire d’une terminaison du sys@me dkcrochant de type (( queue de cheval )), qui permet a la fois d’accommoder la diminution du deplacement horizontal et I’augmentation du dbplacement vertical vers I’axe du rift (Basile et al., 1992, 1993) (figure 4a). A une &helle plus locale, a I’interieur ou 2 proximitb immbdiate de la zone transformante, on peut observer, pendant ce stade intracontinental, 2 la fois des domaines soumis a erosion (par exemple les reliefs issus de la transpression ?I I’inMrieur de la zone transformante ou ceux issus de la surrection flexurale des bordures de la faille transformante), et des rkgions souvent tr&s subsidentes oti s’accumulent d’importantes quantit& de sediments, comme les bassins en pull-apartou les rifts transformants. Au sein des domaines subsidents, le fonctionnement des bassins est essentiellement contrBE tectoniquement par le biais de d&rochements bordiers, le long desquels la plupart des bassins sont bascul& (Ben-Avraham, 1992 ; Basile et al., 1993). Du fait du contexte intracontinental environnant, les sediments qui se deposent durant ce stade sont en majorite detritiques. Le remplissage des bassins le long de la faille transformante r&ulte alors d’une compktitian entre subsidence tectonique et apports detritiques (Moore, 1973) ; cette comp&tion tourne ZI I’avantage de la subsidence tectonique, done de I’approfondissement des bassins, pour deux raisons : (a) plus ou moins perpendiculaires a la faille transformante, les kpaules de rifts qui la bordent detournew les r&eaux hydrographiques vers I’extkrieur ; (b) parall+lement 2 la transformante, les sediments sont pibg& en amont dans le (ou les) premier(s) bassin subsident(s) (par exemple le bassin de la mer Morte sur la faille du Levant, ou Salton Trough au debouchk du Colorado dans le golfe de Californie). Les faciPs skdimentaires depos& .?I I’intkrieur des bassins transformants sont hgalement etroitement contt%l& par la tectonique ; ils sont 2 la fois caract&is& par une faible variabilite verticale, la subsidence maintenant des profondeurs de depcit sensiblement constantes, et par une grande variabilitk lat&ale, elle-m@me sous la dependance de I’&osion des reliefs bordiers fournissant des faciPs grossiers (Ballance, 1980 ; Christie-Blick et Biddle, 1985). C’est ce qui s’observe au sein de la marge de C&ed’lvoire-Ghana, oti la future marge transformante semble &e tout d’abord le lieu d’une subsidence importante, s’accompagnant du dep6t d’epaisses s&ies terriggnes dans une d@pression allongee (Lamarche et al., 1997) (figure 4a). Les resultats de plongbes en submersible (Guiraud et al., 199713) et de forages scientifiques (Mascle et al., 1996) ont montre que, dans cet exemple, I’environnement sedimentaire a d’abord et6 purement continental (lacustre), puis progressivement marin, tout en restant de faible profondeur et sous I’influence directe de la proximitk des continents (apports continuellement dbtritiques). L’invasion marine y a et6 diachrone, et probablement contr8Ee par les variations de profondeurs dans les differents domaines de la zone transformante ; des dep6ts de C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des plan&es 1998.326.827-838

transformantes

type delta’ique, epais de plus de 2 000 m, tbmoignent de cette p&iode, et sont directement a l’affleurement le long de la pente de la marge ivoiro-ghaneenne (Mascle et al., 1993 ; Mascle et al., 1998). La shdimentation s’effectue dans un contexte d’instabilites gravitaire et tectonique dont temoignent des figures de glissements et d’echappement d’eau, des failles syn-sedimentaires, voire meme, en debut de lithification, des r&eaux de fracturations & ciment calcitique ou quartzeux (Cuiraud et al., l997a ; Benkhelil et al., sous presse-a). Au tours de cette m$me phase intracontinentale, cette epaisse serie sbdimentaire clastique est ult&ieurement soumise a une inversion structurale, post&ieure $I la diagenese, entrainant la mise en relief du bassin transformant (Benkhelil et al, sous presse-b). La dkformation affecte alors surtout le centre du bassin, ce qui implique un deplacement des zones tectoniquement actives, de sa bordure vers son centre (figure 4b). Cette phase tectonique se caractbrise par une importante fracturation (dense reseau de diaclases), la crkation de plis et I’apparition d’une schistosite. Les mesures microstructurales, effect&es in situ lors de plongbes en submersible, permettent d’interpreter ces dbformations dans le cadre d’une activite g&erale de type decrochant (Benkhelil et al., 1996). Suivant I’epaisseur de la pile sedimentaire et le degrG d’amincissement crustal, cette inversion peut cependant aboutir a des signatures structurales variables. Au sein d’un domaine crustal encore peu aminci, la dbformation se traduit surtouf par une fracturation spectaculaire, la creation de plis d’entrainement et le jeu de faisceaux decrochants (Mascle et al., 1998). Lorsqu’elle s’exerce au sein d’une crotite continentale deja fortement amincie, I’activitb tectonique se traduit par des structures en fleur positives ou nkgatives, et ce ?I toute echelle (Basile et al., 1996). Dans un tel environnement tectonique, des recristallisationsde mineraux argileux, de chlorite, de biotite le long des plans de schistosite attestent un &%ement thermique contemporain de la dkformation de la marge de C6ted’lvoire-Ghana. Les transformations de la matiere organique et des min&aux argileux (Mascle et al., 1996 ; (Ibohlkuenobe et al., 1997 ; Holmes, sous presse) permettent de cartographier cet &enement thermique qui, comme la deformation, s’amortit rapidement en s’eloignant de la zone tectoniquement active. Des analyses d’inclusions fluides dans des sediments prelevc% par forage indiquent des echauffements extrGmement localis&, probablement d’origine hydrothermale (Lespinasse et al., sous presse). Les gradients thermiques locaux seraient ainsi contrbl& par les circulations de fluides hydrothermaux au sein de zones de failles et se superposeraient 2 un gradient geethermique regional, lui-m&me fonction de I’amincissement de la croQte continentale. Un tel dispositif pourrait actuellement caracteriser la faille du Levant et y expliquer la presence de nombreuses sources chaudes, malgre un gradient geothermique regional faible 2 normal ((;virtzman et al., 1997). Sur la marge transformante de C&e-d’lvoire-Ghana, cette phase de deformation, et I’&&ement thermique

/ Earth & Planetary

Sciences

qui

a33

J. Mascle et C. Basile

a: stada

transformante

ride margin&

d DBbul du stade marpe transformante passive (Camp&en)

Figure 4. Reconstitution pa&ogkographique et tectonique de la marge transformante de C&ed’lvoire-(;hana (d’aprb Basile et al., sow presse-b). Les fkhes verticales indiquent la subsidence ou la surrection.

Palaeogeograpbic

and tectonic reconstruction of the C&ed’lvoireGhana transform margin (from Basile et al., in press-b). Vertical arrows indicate subsidence or uplift.

lui est associ6, sont ant&ieurs a une surrection attestbe par une importante erosion (Basile et al., sous presse-b). Par calage avec les reconstitutions cinematiques de I’Atlanti-

834

que equatorial, cette phase d’kosion serait contemporaine de la fin de la pkriode transformante intracontinentale (figure 4b).

C. R. Acad. Sci. Paris, Scisnces de la terre et des planetes

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Marges continentales Entre cette periode et le debut du stade suivant (faille transformante active entre continent et domaine oceanique), le domaine transformant met en contact une lithosphere continentale peu amincie (la future marge transformante) et une lithosphere continentale amincie, done plus profonde (la marge divergente separant le continent de I’ocean). Dans un tel contexte, mettant en contact deux domaines a des profondeurs differentes, s’observe une localisation preferentielle de la zone tectoniquement active sur la bordure de la plaque la plus amincie, autrement dit dans les regions les plus profondes du bassin (Moore, 1973 ; Lonsdale, 1985 pour le golfe de Californie ; BenAvraham, 1992 pour le golfe d’Aqaba ; Basile et al., 1993 pour la marge de Cote-d’lvoire-Ghana). Les resultats de forages scientifiques sur la marge ivoiro-ghaneenne permettent de penser que I’erosion de la marge transformante pourrait en partie avoir ete associee a cette migration de la zone transformante active, et a celle, concomitante, des epaulements qui I’encadrent (Basile et al., sous presse-b). Le debut du basculement de la marge transformante, entrainant en partie la formation de la Ride marginale, interviendrait done des la fin du stade transformante intracontinentale.

5. Marge transformante

active

Le passage au stade marge transformante active s’inscrit dans la continuite du deplacement des deux plaques lithospheriques le long d’une frontiere coulissante. Les deplacements successifs contre la future marge transformante d’une lithosphere continentale non amincie, puis amincie, enfin d’une lithosphere odanique, vont modifier le fonctionnement de la zone transformante. C’est au tours de cette periode que s’acquiert la structure crustale caracteristique des marges transformantes (Scrutton, 1979), c’est-a-dire une transition tres rapide entre croiite continentale et crotite oceanique, soulignee par un amincissement crustal s’effectuant en une dizaine de kilometres (figure 2). En surface, cet amincissement est accommode par une erosion de la pente continentale et des glissements gravitaires reutilisant des fractures anterieures (figures 3b et 4~). Dans la croute profonde, on peut envisager comme mecanisme d’amincissement un fluage de la croute inferieure ductile, une erosion tectonique en base de crotite, ou encore une compensation isostatique de I’erosion subie au niveau de la pente continentale. En liaison avec la mise en place de cette nouvelle transition continent-ocean, les modifications majeures du fonctionnement de la zone transformante portent sur la localisation de la deformation coulissante et de la sedimentation, qui vont progressivement abandonner la marge transformante pour se localiser en contrebas, a la limite de la plaque oceanique. A ce stade, sur la marge de Cote-d’lvoire-Ghana, la deformation n’affecte plus la marge proprement dite (Mascle et al., 1996). La zone tectoniquement active est alors vraisemblablement transferee en pied de pente continentale (figure 4~). Dans le golfe de Californie, les decrocheC. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des plan&es 1998.326.827-838

transformantes

ments actifs sont localises en contrebas de la pente continentale, en bordure de la crotite oceanique neoformee (Lonsdale, 1985) (figure 3b). Le long de la pente continentale, on peut observer, directement a I’affleurement, soit le socle, ce qui suggere un decoupage a I’emporte-piece du bati preexistant par la faille transformante (la marge continentale du Ghana, Mascle et Smit, 1974), soit une epaisse serie de sediments terrigenes deposes au tours des premiers stades de formation de la future marge. Ces depots indiquent I’existence d’un bassin subsident, ulterieurementdecoupe par la faille transformante et dont la bordure a ete soulevee et basculee (C&e-d’lvoire-Ghana, Basile et al., sous-presse-b ; Golfe de Californie, Lonsdale, 1985) (figures 3b et 4~). Des volumes importants de croQte continentale, y compris avec leur couverture sedimentaire terrigene, peuvent ainsi avoir ete soustraits a la marge et deposes a son pied, a I’interieur de la zone de fracture. Ce materiel continental peut ulterieurement avoir ete tectoniquement transport& le longde la faille transformante, parfois meme jusqu’au sein du domaine oceanique (Honnorez et al., 1994 ; Bonatti et al., 1996). Une fois la pente continentale creee, sa declivite empeche toute progradation du plateau continental, qui reste etroit ; les sediments en provenancedu continent transitent directement jusqu’a la plaine abyssale. L’une des consequences possibles de la transition brutale entre lithospheres continentale et oceanique a egalement ete proposee pour rendre compte de la morphologie et de I’erosion de la bordure continentale des marges transformantes (Mascle et Blarez, 1987 ; Todd et Keen, 1989). En effet, un transfert de chaleur de la lithosphere oceanique chaude vers la lithosphere continentale plus froide pourrait en principe avoir rechauffe et done souleve la bordure de cette derniere. Cependant, ni un tel rechauffement, ni une telle surrection associee n’ont pu &tre directement mis en evidence. Sur la marge de Cbted’lvoire-Ghana, I’echauffement des sediments, comme la surrection et le basculement concomitant de la bordure continentale, sont anterieurs a cette periode (Basile et al., sous presse-b) ; on ne peut cependant totalement exclure un rechauffement limit6 (inferieur a 70 “C dans la couverture sedimentaire, Marcano et al., sous presse) et une acceleration du basculement (Basile et al., sous presse-b) lors du contact transformant continent-ocean.

6. Marge transformante

passive

La fin de I’activite tectonique au sein d’une marge transformante est contemporaine du passage de l’axe d’accretion oceanique a son pied (figure 4d). A partir de cette periode, la lithosphere continentale de la marge et la lithosphere oceanique du bassin adjacent appartiennent a la meme plaque, et leurs mouvements verticaux devraient a priori etre couples. Dans la mesure ou la subsidence thermique est plus rapide au sein de la lithosphere oceanique, on peut penser que cette derniere entrainera avec elle la bordure de la lithosphere continentale et done qu’elle induira une flexion vers la base de cette bordure.

/ Earfh & Planetary

Sciences

835

J. Mascle et C. Basile Une telle flexion est observee dans certains secteurs (Maurice Ewing Bank, Lorenzo et Wessel, 1997), mais est inconnue sur la plupart des marges transformantes. Ceci sugg&e que les domaines oceanique et continental sont en fait toujours d&oupl&, probablement du fait d’un rejeu vertical sur d’anciens d&rochements, quelques millions d’ann6es apt& I’accr&ion ocbanique, c’est-g-dire lorsque la subsidence thermique de la lithosphere oceanique est la plus rapide. L’accr&ion ocbanique en pied de marge transformante peut, de plus, avoir et6 anormale. En effet, si I’axe d’accr6tion rkchauffe la IithosphPre continentale a son contact, parall&lement la lithosphere continentale refroidit la lithosphere oceanique et diminue done le taux de fusion partielle. La crotite oceanique qui en r&ulte est anormalement mince, et ne possede pas de couche 3 (Sage et al., 1997a). Elle est trPs similaire 2 celle produite par les Dorsales ultra-lentes, ou accr&es au contact de failles transformantes intra-ockaniques (White et al., 1984). Au plan skdimentaire, ce stade d’&olution ne diff&e pas vkritablement du stade pr&bdent. La skdimentation demeure extr@mement limitbe, a la fois sur la plate-forme continentale, du fait de I/absence de subsidence thermique, et sur la pente continentale, du fait de I’instabilitg gravitaire. Ce n’est qu’a I’intersection entre domaines de marge divergente et de marge transformante que des ensembles Gdimentaires post-tectoniques importants peuvent se d&elopper. Dans ces secteurs, la ride marginale (c&e auparavant 2 I’intkrieur de la marge transformante) constitue un barrage s’opposant au transit des sediments en provenance du continent (figure 3~). De plus, la marge divergente subsidant plus vite que la marge transformante, la Ride marginale va continuer a basculer par subsidence diffbrentielle pendant quelques dizaines de millions d’an&es (Basile et al., sous presse-a) (figure 4d).

7. Les diffkrents mkaniques

mod&les thermo-

Venant a la suite de nombreuses etudes conduites sur la marge de C&e-d’lvoire-Ghana, la rkcente campagne de forage ODP Leg 159 (Mascle et al., 1996) a apport6 des informations fondamentales permettant de caler, 2 la fois dans I’espace et dans le temps, la dGformation, les mouvements verticaux et les paleotemp&atures affectant cette marge transformante. Ces donnees, qui apportent pour la premiPre fois des informations directes sur la chronologie des 6v6nements au sein d’une marge transformante, remettent en cause les diffkrents moditles thermomkcaniques propos& jusqu’ici et decrivant I’6volution de ce type particulier de marge. Trois groupes de modelisations numbriques ont 6t6 propos&, separement ou simultan6ment. Ce sont (a) des modblisations thermiques, &aluant a la fois la production de chaleur par frottement et les transferts de chaleur B travers la faille transformante, pour estimer les mouvements ver-

ticaux induits (Todd et Keen, 1989 ; Lorenzo et Vera, 1992) ; (b) des mod6lisations mkcaniques tentant de prenclre en compte le fluage lithospherique induit par la faille transformante (Reid, 1989) ; enfin (c) des mod&les de couplage m&anique entre lithosph&es continentale et o&anique 2 travers la faille transformante (Lorenzo et Wessel, 1997). Certains mod6les r&ents (VAgnes, 1997 ; Gadd et Scrutton, 1997) ont tenti! de combiner approches thermiclue et mbcanique. Dans toutes ces 6tudes sont mod@lis& les mouvements verticaux lors des stades marge transformante active ou passive (au contact continent-ocean). Leurs rf?sultats sont compar& 2 la morphologie et a la quantitil d’erosion suppos6e avoir affect6 diffbrentes marges transformantes (Terre-Neuve, plateau Exmouth, Senga, Nord-Falkland) pour lesquelles sont indiqu&, mais non dates, un soul& vement et une erosion de la bordure continentale le long de la marge transformante. Or, I’un des resultats importants des forages scientifiques ODP 159 a 626 qu’6rosion et soulevement sont contemporains de la fin du stade (( transformante intra-continentale F), done nettement antkrieurs au contact transformant continent-o&an. Par ailleurs, ces nisultats indiquent que le chauffage des sbdiments a et6 bgalement clairement anterieur au contact continento&an 5 travers la faille transformante ; de plus, on ne remarque pas de rechauffement significatif lors du passage de I’axe d’accr6tion oceanique contre la marge transformante. Autrement dit, les transferts thermiques associ& au contact lithosph&re oceanique - IithosphPre continentale 2 travers la marge transformante ne sauraient &tre la cause principale du soul&vement et de I’&osion des bordures de marges continentales transformantes. II demeure cependant probable que de tels 6changes thermiques, m@me limit& dans I’espace, interviennent dans les mouvements verticaux en retardant, ou en diminuant, la subsidence de la bordure continentale. Les raisons pour lesquelles le transfert thermique semble inop&rant, ou peu efficace, 2 travers la faille transformante peuvent @tre de deux ordres : soit (a) la structure particuli&re de la IithosphPre ocPanique a I’interieur des zones transformantes (lithosphere assez froide, se mettant en place a un taux d’accretion tr&s lent) ne permet qu’un faible rkchauffement de la IithosphGre continentale ; soit (b) la pr&ence d’une fracturation trPs importante entre crofites ockanique et continentale facilite une circulation verticate efficace des fluides hydrothermaux et constitue de ce fait, un &ran thermique diminuant la conduction horizontale. Un autre mecanisme que la surrection thermique doit done @tre envisag6 pour expliquer la surrection de la bordure des marges continentales transformantes. Un tel ph6nomene 6tant aussi connu sur la bordure de failles transformantes intracontinentales (faille du Levant par exemple) ou intraoceaniques, son mecanisme est probablement a rechercher dans le fonctionnement tectonique de la faille transformante active.

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planetes

/ &a& & PlunetarySciences 1998. 326.827438

Marges continentales

8. Conclusions Les modeles, encore rkcents, concernant I’kvolution g6odynamique de limites de plaque de type transformant, de m$me que les modPIes thermo-mkaniques, considgrent les marges continentales transformantes comme des limites verticales. Les don&es de terrains (plongees, forages) apportent maintenant des informations prckises concernant I’&olution tectonique et thermique & I’intkrieur de la limite de plaque transformante, m@me si cette derniere demeure trPs 6troite en comparaison des limites divergentes ou convergentes. Ces donnees permettent maintenant Ce travail

constitue

la contribution

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Earth Planet.

Sci. Letters.

tectonism

de prkiser les modPIes globaux proposks jusqu’A pr&ent. L’un des principaux apports des donnkes de terrain r&emment acquises a 86 de remettre en cause l’origine thermique de la surrection des bordures des marges transformantes. Les diffkentes questions non rkolues concernant les marges transformantes pourront peut-&tre I’etre dans le cadre d’&udes, A khelles diffkrentes et complkmentaires, comme par exemple au sein de marges transforrnantes inversees affleurant maintenant dans des chaines de montagnes. De tels objets restent encore A rechercher et 21 identifier sans ambigu’itk.

no 189 de I’UMR 6526 GBosciences-Azur.

RI?F~ENCES

Bonatti

transformantes

in oceanic

fracture

37, 369-379

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des plan&es 1998. 326,827.838

zones,

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