Paléogéodynamique du sud de l`Alaska

PALÉOGÉODYNAMIQUE DU SUD DE L’ALASKA
Anne-Sophie Corriveau et Nicolas Piette-Lauzière
Observatoire de Géodynamique de l’Université Laval (OGUL)
Mars 2014
Introduction
La reconstruction des paléocontinents se fonde, entre autres, sur les corrélations
géologiques des orogénies, des dépôts sédimentaires et de leur provenance, des âges
des rifts et de leurs anomalies paléomagnétiques, de la formation des marges
continentales ainsi que des enregistrements des grands événements de plumes
mantelliques (Li et al., 2008). C’est ainsi qu’à travers les reconstructions des
paléocontinents, de leur formation à leur déformation, la paléogéodynamique permet
d’étudier les éléments précurseurs à la formation d’un continent ou d’une région.
Les grands événements géologiques laissent des cicatrices sur ces continents, et ils
nous aident parfois à comprendre la géodynamique actuelle qui y règne. Ainsi, dans ce
cahier de l’OGUL commémorant le grand séisme de magnitude 9,2 qui a eu lieu il y a 50
ans dans la ville d’Anchorage du sud de l’Alaska, cette synthèse de la
paléogéodynamique du sud de l’Alaska permettra d’apprécier les processus ayant
contribué à la structuration de cette zone sismiquement active. Elle cerne le contexte de
la formation du continent Nord-Américain et des événements orogéniques et
d’accrétions qui en ont caractérisé la côte ouest. Le lecteur sera ainsi outillé pour la
lecture de l’article suivant, concernant la géodynamique actuelle.
D’un supercontinent à l’autre
Paléoreconstructions selon Kearey et al. (2009) et
Vernikovsky et al. (2013)
4,4 Ga – 2,5 Ga Formation de croûte continentale
La jeune Terre qui était auparavant trop chaude et
pleine d’énergie commence à se refroidir,
permettant ainsi la formation de noyaux
cratoniques. À la fin de l’Archéen, on dénombre
déjà quelques 35 cratons. Leur relation les uns par
rapport aux autres est toujours sujette à une
multitude d’hypothèses, mais les principaux
modèles s’entendent pour dire que ces cratons ont
été assemblés en un ou des supercontinents au
moins une fois avant l’assemblage de Rodinia, à
la fin du Protérozoïque.
Figure 1 Le supercontinent Rodinia, formé à la
fin du Protérozoïque, est traversé par la chaîne
Grenvillienne. Il était alors situé à l’équateur.
Source : Kearey et al. (2009)
1
~ 1 Ga Supercontinent Rodinia
Le craton précambrien Laurentia, qui regroupe l’Amérique du nord et le Groenland
actuels, forme le centre de ce supercontinent. La chaîne du Grenville, orogène issue de
l’amalgamation des cratons pour former Rodinia, est un bon indicateur pour aider à la
reconstruction des continents (figure 1).
750 Ma Fragmentation du supercontinent Rodinia
Les blocs Antarctique-Est, Australie et Inde (figure 1) font un mouvement dans le sens
anti-horaire qui les sépare de Laurentia. La zone en extension ainsi générée mène à
l’ouverture d’un rift; c’est l’ouverture du Panthalassa, l’océan Proto-Pacifique.
600 Ma Amalgamation du supercontinent
Gondwana
Les blocs séparés s’accolent avec les blocs
Congo, Afrique-Est et Amazonie (situés au
sud de Laurentia, figure 1) pour former le
supercontinent Gondwana. Laurentia y est
rattaché de part sa côte est (actuelle). Sa
côte ouest (actuelle), quant à elle, est
toujours une marge passive, et cela depuis
l’ouverture de l’océan Proto-Pacifique.
L’accumulation
sédimentaire
qui
y
représente le changement progressif
d’environnement passant de celui de
l’ouverture d’un rift à celui de la marge
passive forme un miogéocline. Ce
miogéocline permet, sur les cartes actuelles
(figure 2) de cerner la limite du craton avant
la construction de la côte ouest (actuelle)
par les nombreuses accrétions de terranes,
qui seront présentées dans quelques
millions d’années (Williams et al., 1991).
,
Figure 2 La côte ouest du continent nord-américain est
caractérisée par l’accrétion de multiple terranes, dont la
frontière intérieure de ce front d’accrétion est limitée par
le miogéocline formé antérieurement, lorsque la marge
était passive. Tiré de Williams et al. (1991)
550 Ma Fragmentation de supercontinent Gondwana
L’ouverture de l’océan Iapétus sur la marge est (actuelle) de Laurentia concorde avec
un changement d’activité pour la marge qui est du côté opposé du continent. En effet, la
marge passive de la côte ouest devient active, il y a début de subduction. La subduction
cesse après quelques dizaines de millions d’années, pour reprendre lors de la formation
de la Pangée (250 Ma). C’est là que débute l’activité de construction de la côte ouest
ainsi que l’accrétion des terranes influençant la géodynamique moderne de l’Alaska.
2
D’un terrane à l’autre
Reconstitution paléogéodynamique selon Plafker (1994)
La marge sud de l’Alaska résulte d’une
tectonique de collage ayant mis en
relation des terranes d’origines diverses.
À proximité d’Anchorage, l’étude de
plusieurs terranes a permis de retracer
l’histoire paléogéodynamique de la région
et d’expliquer les structures en place
(figure 3). En annexe I se trouve un rappel
sur ce qu’est un terrane et les différents
types que l’on distingue. En annexe II
peut être consultée la légende relative
aux figures 4 à 11 qui suivent et qui
présentent l’évolution des reconstructions
paléogéodynamiques
selon
Plafker
(1994).
Figure 3 La ville d’Anchorage (X rouge) est située au
sud de l’Alaska, à proximité de la plaque Pacifique (PAC)
qui a transporté et accrété de multiples terranes telles que
le terrane composite de Wrangellia (GW) séparé du
terrane de Chugach (CH) par le système de failles Border
Range (BRF), le terrane de Yakuta (Y) et le terrane de
Prince-William (PW). Tiré de Coney (1989)
Paléozoïque et Trias - avant 215 Ma
Le terrane composite de Wrangellia est
daté à la fin du Palézoïque pour la portion
Nord et au Précambrien pour la portion sud. Son socle est de nature volcanique,
plutonique et sédimentaire. Du Pennsylvanien au début du Permien, un évènement de
volcanisme associé à l’arc de Scolai aurait été suivi par une période de déposition
sédimentaire peu profonde, dont des carbonates. Puis, un évènement de volcanisme
marin de type basaltique a laissé la trace d’un évènement majeur à l’échelle régionale
sur ce terrane. Cet évènement pourrait correspondre à un épisode de rift, d’ouverture
d’un bassin d’arrière-arc ou à une plume mantellique active au Trias. Les données
paléomagnétiques suggèrent que le terrane était situé à la latitude du sud de la
Californie lors de cet évènement volcanique. Cet évènement a été suivi par une
sédimentation marine peu profonde indiquant que le terrane de Wrangellia fut
probablement séparé des autres terranes par un bras de mer jusqu’à son accrétion à la
plaque Nord Américaine au Crétacé moyen à supérieur.
Trias supérieur au Jurassique supérieur – 215 à 160 Ma - (Figure 4)
Le terrane de Wrangellia est alors assemblé dans sa configuration actuelle mis à part
quelques failles transformantes senestres la décalant actuellement au nord de la
Colombie-Britannique. Au début du Jurassique jusqu’au Jurassique moyen, l’arc
magmatique de Talkeetna s’est développé au travers du terrane Peninsular (nommé
PE à la figure 4), sur le flanc océanique du terrane de Wrangellia lors de la subduction
3
oblique
de la
plaque
Farallon.
Aujourd’hui, la plaque de Farallon a
complètement subductée sous le craton
Nord-Américain. L’accrétion et le
développement du faciès à schiste vert
et à glaucophane du terrane de
Chugach sur la marge océanique de
l’arc
de
Talkeena
indique
que
l’orientation de cette subduction était
vers le nord durant la fin du Trias et au
début du Jurassique moyen.
Jurassique supérieur au début du
Crétacé – 160 à 120 Ma - (Figure 5)
Figure 4 Reconstitution de 230 à 160 Ma (Plafker, 1994)
À la fin du Jurassique, l’arc
magmatique
de
Chitinia
s’est
développé le long de la marge
océanique des terranes Alexander
(nommé AX à la figure 5) et
Wrangellia. Cet arc est représenté
aujourd’hui par une ceinture linéaire
de plutons tonalitiques datés à 153±4
Ma, dont la continuation au sud
pourrait être associée aux plutons de
l’ile de Queen Charlotte et Vancouver
qui sont un peu plus jeunes. De 135 à
120 Ma, le magmatisme aurait été
décalé vers l’intérieur du terrane
Alexander et Wrangellia possiblement Figure 5 Reconstitution de 160 à 120 Ma (Plafker, 1994)
par un changement de plongée de la
subduction de la plaque Farallon. Un mouvement sénestre a fortement cisaillé le
compartiment de l’Alaska de la terrane de Wrangellia par rapport au compartiment de la
Colombie-Britannique pour un déplacement d’environ 600 à 1000 km. Cet évènement
est superposé à l’épisode de plutonisme de la fin du Jurassique, mais précède
l’accrétion du terrane de Chugach. Des flysch et des roches volcanoclasiques ont été
déposés de part et d’autre du terrane composite de Wrangellia et, au sein du terrane de
Chugach, des sédiments volcanoclastiques provenant d’arc océaniques ont été déposés
en milieu océanique de façon interdigitée avec des sédiments pélagiques et des
basaltes. Par la suite, ces dépôts ont été mis en place dans le complexe d’accrétion
pour former l’assemblage de mélange caractérisant le contact entre le terrane de
4
Chugach et Wrangellia. La période d’accrétion de ce faciès de mélange est mal définie
et correspond probablement à toute la durée d’activité de la zone de subduction vers le
nord.
Crétacé inférieur à Paléocène supérieur - 120 à 62 Ma - (Figure 6)
De 120 à 84 Ma la plaque de Kula, située à la marge nord de la plaque Farallon, s’est
déplacée dans un axe NE vers les terranes situés à la marge continentale du craton
Nord-Américain dans un mouvement de transpression dextre. Durant cet intervalle, on
suppose que les terranes combinés de la Marge-Sud et Wrangellia se sont déplacés
vers le nord pour être accrétés au craton Nord-Américain. Au niveau de la zone de
suture, cet évènement est caractérisé
par l’arrêt de la sédimentation marine
après le Cénomanien, par la
déformation des bassins de flysch et
par un épisode de métamorphisme et
de magmatisme étendu. Il existe
cependant
d’autres
données
positionnant cet évènement du
Jurassique moyen au Crétacé moyen.
L’arc de Kluane formé du Campanien
au début du Maestrichtian a été la
source des sédiments volcaniques
déposés sur la plaque de Kula.
Durant la même période, un arc
volcanique océanique s’est développé Figure 6 Reconstitution de 120 à 62 Ma (Plafker, 1994)
sur la plaque de Kula à proximité de
l’arc de Kluane. Ces îles formées de
basalte et de flysch ont ensuite
successivement été accrétées sur le
prisme d’accrétion de la subduction
orientée NE sous la plaque
Chugach. De la fin du Crétacé au
début du Paléocène s’est déroulé
une période de sédimentation lente
durant la formation du complexe
d’accrétion de la terrane de Chugach
suivie d’un évènement thermal
majeur de 64 à 62 Ma. Cet
évènement a entrainé la mise en
Figure 7 Reconstitution de 62 à 52 Ma (Plafker, 1994)
5
place de plutons et du volcanisme andésitique.
Paléocène supérieur à l’Éocène moyen – 62 à 48 Ma - (Figures 7 et 8)
Cet intervalle est caractérisé par la
subduction presque complète vers le
nord de la plaque de Kula sous la
marge continentale du craton NordAméricain et par le plissement
oroclinal antihoraire, en ciseau, de
l’ouest
de
l’Alaska.
Le
chevauchement
a
mené
au
plutonisme et à un bombement de la
plaque Nord-Américaine ainsi qu’à la
formation des montagnes côtières de
la Colombie-Britannique et à deux
ceintures
magmatiques.
Cet
évènement a aussi mené à la mise
en place d’unités plus jeunes de la Figure 8 Reconstitution de 52 à 48 Ma (Plafker, 1994)
plaque de Kula sous des unités plus
âgées du complexe d’accrétion. De 62 à 48 Ma, une quantité importante de sédiments
issus de l’érosion de la chaine côtière se sont déposés en milieu marin profond sur la
plaque de Kula qui, en même temps que des basaltes de la croûte océanique furent mis
en place dans une fosse le long de la portion nord et ouest du terrane composite de la
marge ouest pour donner la formation de Sitkalidak, la séquence de Resurrection
Peninsula, le groupe d’Orca de la terrane Prince William. Lors de cet intervalle, un
déplacement de 400 km le long de la faille de Denali, bordant le nord du terrane
composite de Wrangellia, ainsi que de 600 à 1000 km le long de la faille de Tintina ont
été interprétés.
Éocène
moyen
à
l’Oligocène
inférieur – 48 à 35 Ma (Figure 9)
À 50 Ma, le volcanisme andésitique
associé à l’arc Aléoutien débute
quelques millions d’années suivant
le début du mouvement vers le NW
de la plaque Pacifique. Le système
de la faille Transition (identifié TFS à
la figure 9) dans le NE du golf de
l’Alaska s’est développé dans la
croûte océanique.
Figure 9 Reconstitution de 48 à 35 Ma (Plafker, 1994)
6
Oligocène supérieur au Miocène inférieur – 35 à 20 Ma (Figure 10)
La subduction vers le NW de la plaque
Pacifique se continue tout comme le
volcanisme andésitique de la péninsule
de l’Alaska et des îles Aléoutiennes. Le
terrane de Yakutat est formé à 30 Ma
par l’action d’une faille transformante,
puis sa subduction entraine la formation,
à 25 Ma, de l’arc volcanique andésitique
de la chaine de Wrangell. Cette
subduction a aussi généré des failles et
des plis dans les terranes de Kayak
Island (identifiée KIZ à la figure 10) ainsi
que dans le système de Chugach-SaintÉlias sous lesquelles le terrane de
Yakutat était subducté.
Figure 10 Reconstitution de 35 à 20 Ma (Plafker, 1994)
Miocène inférieur à aujourd’hui – 20 à
0 Ma (Figure 11)
La subduction vers le NW de la plaque
Pacifique et du terrane de Yakutat se
poursuit.
Cette
dernière
est
accompagnée par un volcanisme
andésitique.
Figure 11 Reconstitution de 20 à 0 Ma (Plafker, 1994)
Conclusion
En somme, l’activité ayant le plus modulé la géologie et la géodynamique du sud de
l’Alaska est celle des derniers 250 millions d’années. La subduction et la présence de
failles transformantes ont engendré la mise en place par accrétion de différents
terranes, dont chacun a une origine et une géologie particulière. De nombreuses failles
ont aussi été formées, dues aux déplacements mais aussi à la présence de sutures liant
les terranes. L’étude de la géodynamique actuelle permettra de mieux cerner ces
différents aspects tectoniques et leur rôle dans l’activité sismique de la région.
7
ANNEXE I – Rappel sur les terranes
Le concept de terrane est récent en géodynamique et mène à de nouvelles
interprétations sur la formation des chaînes de montagnes et des cratons (Hsü, 1994).
Cette idée se base sur la division des marges des cratons en bloc crustaux présentant
des contrastes de leur histoire géologique.
Trois critères simples permettent de saisir les implications d’un terrane :
1. Anomalies magnétiques différentes de part et d’autre des limites de terrane
2. Mise en relation de faunes fossiles issus d’une latitude différente
3. Absence de surface de chevauchement (Debelmas et al, 2008)
Par définition, les terranes sont séparés par des failles, soit les zones de sutures. Il faut
cependant que les contrastes entre les différents terranes soient suffisamment marqués
pour les qualifier d’unité tectonique indépendante. L’existence d’un terrane est aussi
limitée dans le temps. Par exemple, l’accrétion de deux terranes en forme un nouveau
lorsque ces deux terranes se comportent tectoniquement de façon solidaire (Park,
2004).
La complexité des terranes réside dans leur mode d’accrétion influençant leur
préservation. Par exemple, Coney (1989) distingue trois types de terranes :
1. Les terranes stratigraphiques possèdent une succession stratigraphique
observable
2. Les terranes perturbés ne possèdent pas de stratigraphie cohérente à cause de
la déformation intense
3. Les terranes métamorphiques ou cristallines sont définis par un faciès ou une
lithologie particulière.
Finalement, les terranes composites sont le reflet de la liaison de deux terranes
précédent leur accrétion au craton.
8
ANNEXE II – Légende pour les figures 4 à 11 (Plafker, 1994)
9
Références
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western North America. Journal of Structural Geology, Vol. 11, No. 1, 1107 à 125.
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