Accrétions paléozoïques

Fig 1.14 : structures lithosphériques du Tianshan d’après Zhao et al. (2003)

Fig. 1.15 : carte d’Asie centrale montrant les grands ensembles géodynamiques et leur morcellement en de nombreux micro-blocs (d’après Heubeck, 2001)

comprise. Néanmoins plusieurs études ont permis d’établir des modèles de formation du Tianshan et permettent de mieux comprendre les modifications paléogéographiques de cette période.

2.2.1. Le modèle des Altaïdes

Pour Sengör et al. (1993) le Tianshan correspond à un des nombreux complexes d’accrétion/subduction qui composent le grand ensemble orogénique des Altaïde (Fig. 1.14).

Celui-ci s’étend depuis la Sibérie et la Mongolie jusqu’à la mer Baltique et comprendrait pas moins d’une vingtaine de complexes tel celui du Tianshan. D’après Sengör et al. (1993) ces derniers proviennent d’un unique arc magmatique et se sont accrétés le long d’une zone de subduction/accrétion géante.

Ils ont ensuite subi d’importants mouvements décrochants compartimentant de manière extrême ce gigantesque arc et expliquant ainsi la complexité des structures aujourd’hui observées. Mais ce modèle reste trop général et n’est pas toujours contraint dans le détail par des observations géologiques ou géochronologiques.

2.2.2. Les modèles de Windley et al. (1990) et Gao et al. (1998)

D’après les études de Windley et al. (1990) et de Jun et al. (1998) la construction du Tianshan s’est faite suite à deux phases de subduction-collision entre le Dévonien et le Carbonifère (Fig. 1.16). La première se déroule à l’Ordo-silurien moyen tandis que la seconde est plus tardive au Dévono-carbonifère.

Si les deux modèles sont très semblables il existe néanmoins quelques différences. En effet Windley et al. (1990) proposent une évolution depuis le Dévonien alors que Gao et al. (1998) présentent une histoire géodynamique depuis le Cambrien. Par ailleurs si au Carbonifère inférieur les deux études s’accordent pour dire qu’il y a une double subduction à vergence opposée, Gao et al. (2001) précise le modèle en ajoutant la présence d’un arc volcanique intermédiaire (le North Tianshan Intermediate Arc : NTIA sur la Fig. 1.16). Pour les mêmes auteurs chaque zone de subduction est associée à la formation d’un arc volcanique.

Mais dans les deux modèles, le Tianshan est déjà totalement accrété et formé dès le Permien inférieur. Il en résulte deux zones de sutures :

• la première au nord (North Tianshan Fault Zone : NTFZ, Fig. 1.13) qui correspond à la fermeture du Paleo-océan Junggar (PJO) et du Paléo-océan Nord-Tianshan (NTO) suivi de la collision des blocs du Tianshan Central (YCTP), NTIA et du Junggar (JP)

Fig. 1.16 : accrétion Paléozoïque du Tianshan suivant les modèles géodynamique (A) de Gao et al. (1998) et (B) de Windley et al. (1990)

• la seconde au sud (South Tianshan Fault Zone : STFZ) qui correspond à la fermeture du Paléo-océan Sud Tianshan (PSO sur la Fig. 1.13) et la collision des blocs YTCP et du Tarim (TP)

Au nord la suture est bien marquée par une série de mélanges ophiolitiques visibles (Fig. X3).

Au sud du Tianshan, les mélanges ophiolitiques sont présents dans les régions de Baluntai à l’est et de Yidikelike (Fig. 1.13). Cependant la continuité structurale et spatiale entre ces deux régions est difficile à établir. Ainsi les ophiolites de Yidikelike étant largement associées à une sédimentation carbonifère de type flysh, elles pourraient correspondre à une seconde zone de subduction et de fermeture océanique Carbonifère. Ceci nécessiterait un bloc du Tarim non

plus unique mais séparé en deux entités (D. Cluzel, communication orale) Il est également possible que ces différentes zones de mélange ophiolitique appartiennent à une seule zone de subduction carbonifère compartimentée ensuite par des événements décrochants à l’image du model proposé par Sengör et al. (1993).

2.2.3. Le modèle de Laurent-Charvet (2001)

Laurent- Charvet (2001), se basant sur des études pétrostructurales sur le Tianshan oriental (région de Turfan), met en avant un modèle légèrement différent qui remet en cause en partie l’évolution précédemment proposée (Fig. 1.17). Certes, le Tianshan résulterait aussi de deux principales phases d’accrétion/subduction, l’une au Paléozoïque moyen et l’autre au Ppaléozoïque supérieur. Cependant ces deux phases seraient de même nature avec la subduction d’une croûte océanique vers le Sud d’abord le paléo-océan Tianshan puis celui du Junggar respectivement suivi de la collision les blocs du Tianshan Nord (BTSN) et du Junggar. Chacune des phases de subduction étant associée à un magmatisme d’arc important, la fermeture du Paléo-océan du Tianshan Sud n’aurait pas impliqué de subduction vers le Nord, comme précédemment proposé par Windley et al. (1990) et Gao et al. (1998), mais se serait faite par une simple obduction. Enfin si comme pour les modèles de Windley et al.

(1990) et de Gao et al. (1998) l’ensemble des blocs sont accrétés au Permien moyen, la fin de cette période est marquée par une phase décrochante importante qui structure l’ensemble du Tianshan et reprend en cisaillement les anciennes sutures.

2.2.4. Evolution paléogéographique : exemple du modèle de Heubeck (2001)

A partir de données paléontologiques, paléomagnétiques et à l’aide d’un modèle de plaque tectonique rigide (logiciel PALEOMAP) Heubeck (2001) a pu reconstruire l’évolution paléogéographique de l’Asie Centrale depuis le Dévonien moyen jusqu’au Permien supérieur (Fig. 1.18 et 1.19). Au Dévonien moyen le bloc du Tarim correspond à une zone émergée. Il est séparé du bloc de Yili par une croûte océanique subductant vers le Nord. Le bloc de Yili peut être corrélé au Yili-Central-Tianshan-Plate (YCTP) de Windley et al. (1990) ou au Central-Tianshan-Block (CTSB) de Laurent-Charvet (2001). Il est accrété au Tarim dès le Carbonifère inférieur à l’image des modèles précédents. Plus au nord le bloc Junggar correspond à une zone noyée mais de faible profondeur et n’est pas accrété avant le Carbonifère supérieur ce qui est en accord avec les modèles exposés ci-dessus. A l’image de ces derniers Heubeck (2001) suppose également la présence d’un arc volcanique au Nord de l’ensemble accrété Yili-Tarim. Celui-ci est crée par la subduction et la fermeture de l’océan Turkestan que l’on peut rapporter au Paleo Ocean Junggar (PJO) de Windley et al. (1990) et

au Junggar Paleo Ocean de Laurent-Charvet (2001). L’ensemble des blocs Junggar, Yili et Tarim sont totalement regroupés dès de Permien supérieur et correspondent à un grand ensemble émergé.

Fig. 1.17 : modèle d’accrétion du Tianshan au cours du Paléozoïque (d’après Laurent- Charvet, 2001)