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« Marge continentale » est le terme utilisé pour définir la zone de transition entre une croûte continentale et une croûte océanique. Il existe deux types de marges continentales : la marge active et la marge passive.
Contrairement à la marge active, la marge passive ne représente pas une limite de plaque lithosphériqueplaque lithosphérique. Il s'agit d'une transition graduelle entre deux croûtes de nature différente mais qui, une fois achevée, ne donne plus lieu à une activité tectonique ou magmatique. D'où le terme « passive ». Elle n'est donc pas le théâtre d'une zone de subductionzone de subduction, comme c'est le cas de la marge active. La marge passive est ainsi le témoin par excellence de l'ouverture continentale et de la formation d'un nouvel océan.
Des morphologies très variables témoignant de la diversité des processus à l’œuvre
L'architecture est très variable d'une marge à l'autre, voire d'un segment à l'autre et témoigne de la diversité des processus mise en œuvre lors de leur développement. De manière générale, une marge passive comprend un plateau continental où les sédiments calcaires s'accumulent pour atteindre parfois des épaisseurs considérables de plusieurs kilomètres, un talus continentaltalus continental caractérisé par une pente très forte et un glacisglacis qui marque le pied du talus.
“Le volcanisme est souvent un élément clé de l’ouverture océanique”
Si le plateau se situe à faible profondeur, entre 200 et 400 mètres habituellement, le talus marque un approfondissement brutal : on passe ainsi en quelques kilomètres à la profondeur de la plaine abyssaleplaine abyssale, soit environ 4.000 mètres de profondeur.
La morphologiemorphologie détaillée ainsi que l'extension du plateau et du talus sont très variables et sont liées notamment au jeu des faillesfailles normales lors de l'épisode d'extension qui a mené à l'ouverture du nouvel océan. La présence de volcans sous-marins ou de coulées de laveslaves participe également à la singularité de chaque marge passive.
En effet, le volcanismevolcanisme est souvent un élément clé de l'ouverture océanique et va impacter plus ou moins sévèrement la morphologie des marges en formation. Cette composante magmatique permet d'ailleurs de différencier deux types de marges passives : les marges riches en magmamagma et les marges pauvres en magma.
Les marges marquant le contour de l'Atlantique sont toutes des marges passives et montrent la complexité et la variabilité des processus étant intervenus lors de l'ouverture de cet océan.
Les marges riches en magma (marges volcaniques)
Les marges riches en magma sont caractérisées par une forte composante magmatique et plus particulièrement volcanique. L'ouverture continentale va ici être associée à d'importants épanchements volcaniques, en lien avec la remontée de l'asthénosphèreasthénosphère qui se localise sous la zone amincie et étirée dans la croûte continentale. Les coulées de laves peuvent se superposer sur des épaisseurs de plusieurs kilomètres, recouvrant totalement la croûte continentale étirée et faillée. Le magma va également s'accumuler sous la croûte pour former un corps « sous-plaqué ». Les marges riches en magma montrent ainsi des épaisseurs crustales très importantes, du fait de l'accumulation de roches magmatiquesroches magmatiques au-dessus et en dessous de la croûte continentale.
Les marges du Groenland et de la Norvège sont typiquement des marges passives riches en magma.
Les marges pauvres en magma
Les marges pauvres en magma se caractérisent au contraire par une faible quantité, voire une quasi-absence de matériel magmatique. Leur morphologie est ainsi principalement définie par les failles qui découpent la croûte continentale et l'amincissent jusqu'à une épaisseur nulle. Cette zone très amincie est appelée TOCTOC (Transition Océan-Continent) et peut s'étendre sur une centaine de kilomètres. Elle se caractérise par des blocs basculés qui peuvent, dans certains cas, se poursuivre par une zone de manteaumanteau exhumé.
La présence de manteau exhumé est révélatrice de l'incapacité du système en extension à générer du magma. Cette configuration peut avoir différentes causes, notamment une vitessevitesse d'extension très faible, qui limite la remontée adiabatiqueadiabatique de l'asthénosphère, ou encore la présence d'une anomalieanomalie thermique dans le manteau (manteau trop froid et donc difficile à fondre). La croûte continentale étant étirée à son maximum et le manteau se retrouvant dans l'incapacité de fondre, l’espace créé par la divergence des plaques se comble par un processus d'exhumation du manteau sous-continental, qui remonte le long de grandes failles tectoniques. Le fond océanique est alors composé de péridotitespéridotites serpentinisées (altérées par l'eau de mer).
Les marges d'Ibérie et de TerreTerre-Neuve sont des exemples typiques de marges pauvres en magma présentant un domaine de manteau exhumé.
Un environnement fortement sédimenté
Dans les deux cas, l'évolution des marges se termine par la mise en place d'une dorsale océaniquedorsale océanique et la création d'une nouvelle croûte océanique. Pendant leur développement, mais également après, les marges passives sont le site d'importants dépôts sédimentaires en provenance notamment des terres émergées du continent qu'elles bordent. Ces sédiments vont venir recouvrir le socle de la marge.
En se déposant, ils ont la capacité de sceller des niveaux contenant de la matièrematière organique déposée alors que la marge était au début de son ouverture et que le système en extension s'apparentait alors à des petits bassins fermés, de type lagon. Cette sédimentationsédimentation va permettre la maturation de la matière organique, qui peut alors évoluer en pétrolepétrole et gazgaz. La stabilité des marges passives favorise cette maturation. Cela explique pourquoi de nombreux gisementsgisements pétroliers sont situés au large des côtes atlantiques (offshoreoffshore).
Le rift est-africain, l’exemple actuel d’une marge en formation
Il existe actuellement un laboratoire naturel qui permet aux scientifiques d'étudier en direct l'évolution d'un rift continentalrift continental et la formation de nouvelles marges passives. C'est le cas du rift est-africain, qui voit la Corne de l'Afrique (plaque somalienne) se séparer du reste du continent africain. Ce rift s'est initié il y a 22 à 25 millions d'années et est à un stade encore relativement jeune, la mise en place de la nouvelle dorsale ne devant pas arriver avant 10 millions d'années. L'étude de cette région permet cependant de mieux comprendre les processus à l'œuvre lors de la séparationséparation continentale et la formation des marges.
