JAPON - Géologie

JAPON - Géologie

L’archipel nippon appartient à l’ensemble des guirlandes insulaires qui bordent la façade orientale de l’Asie. Il est composé de six segments (fig. 1): l’archipel des Kouriles et l’est de l’île de Hokkaid 拏 ; l’île de Sakhaline et le centre de Hokkaid 拏; l’ouest de Hokkaid 拏 et le nord de l’île de Honsh (ou Japon du Nord-Est); la partie centro-méridionale de Honsh , l’île de Shikoku et l’île de Ky sh (ou Japon du Sud-Ouest); l’archipel des Ry ky (comprenant le groupe d’îles principal d’Okinawa), qui fait le lien avec Taiwan; enfin, la péninsule d’Izu et l’archipel des Bonin, qui se poursuivent par les Mariannes vers le sud.

À l’exception du segment Sakhaline-Hokkaid 拏 central, ces arcs insulaires sont situés à la limite entre une plaque continentale et une place océanique. Du fait de l’abondance de données géologiques (pétrologie, géochimie, néotectonique) et géophysiques (sismologie, gravimétrie, magnétisme, flux de chaleur), les îles japonaises servent de référence pour définir les différents éléments des arcs insulaires: fosse océanique, mur interne, bassin avant-arc, arc volcanique, mer marginale, continent.

1. Contexte géodynamique

Le Japon se situe au point de rencontre de quatre plaques lithosphériques actuelles:

– la plaque océanique Pacifique, qui s’enfonce par subduction sous les arcs des Kouriles, du Japon du Nord-Est, et des Izu-Bonin;

– la plaque de la mer des Philippines, qui s’enfonce sous les arcs du Japon du Sud-Ouest et des Ry ky ;

– la plaque Eurasie, qui porte l’essentiel de l’archipel;

– la plaque Amérique du Nord, comprenant l’arc des Kouriles-Sakhaline et une partie d’Hokkaid 拏.

La position de la limite des plaques Eurasie-Amérique du Nord au niveau du Japon est encore mal fixée. Le Japon central fournit un exemple d’observation à terre d’une limite de plaque convergente. Du fait de leurs conséquences dramatiques sur la population (les spécialistes prévoient un séisme majeur dans cette région avant la fin du XX^e siècle), la sismicité et les déformations actuelles sont parmi les plus surveillées du monde. La péninsule d’Izu (fig. 2) représente la terminaison de la ride d’Izu-Bonin portée par la plaque de la mer des Philippines; elle est entrée en collision avec Honsh au Quaternaire moyen. Cette collision a été précédée au Pliocène inférieur par celle d’un autre fragment plus septentrional de la ride d’Izu-Bonin, le bloc de Tanzawa, constitué de granodiorites et de formations volcano-sédimentaires d’âge miocène inférieur à moyen (fig. 2b). Tout se passe comme si la ride d’Izu-Bonin était incomplètement subductée du fait de son épaisseur crustale importante, plus proche de celle d’un continent que de celle d’un océan. Par conséquent, des fragments de plus en plus méridionaux de cette ride se sont successivement accolés à Honsh . Selon ce schéma, et si la direction de convergence des plaques Eurasie-mer des Philippines ne varie pas, on peut prévoir que la limite de plaque va encore migrer au sud de la péninsule d’Izu.

Les quatre îles principales du Japon sont divisées en trois secteurs: le Japon du Nord-Est, à l’est de la faille de Tanakura; le Japon central, entre cette faille et la ligne tectonique d’Itoigawa-Shizuoka; le Japon du Sud-Ouest, à l’ouest de cette ligne tectonique (fig. 3a). Les structures pré-miocènes des deux derniers segments sont très comparables, à l’orientation générale près, nord-ouest - sud-est dans le premier et est-nord-est - ouest-sud-ouest dans le second. Dans la suite de cet article, ces segments seront regroupés sous le nom de Japon du Sud-Ouest. Ce dernier est aussi divisé longitudinalement en zones «externes», du côté de l’océan Pacifique, et en zones «internes», du côté de la mer du Japon, par le décrochement de la ligne tectonique médiane. Cette division est fondamentalement différente de la distinction des Alpes en zones internes et externes puisque c’est dans la zone externe que se trouve le domaine le plus métamorphique et le plus déformé de la chaîne mésozoïque (fig. 3b, 4, 5).

2. Les orogenèses superposées

C’est à partir de l’exemple de la subduction actuelle et des phénomènes associés qu’est né le modèle de l’orogenèse de type pacifique, dans lequel la subduction d’une croûte océanique serait la cause du magmatisme, des différents types de métamorphismes et des déformations. Ce modèle a été invoqué pour rendre compte des structures pré-miocènes du Japon et, plus généralement, des chaînes péripacifiques. Nous verrons comment ce modèle doit être nuancé, sinon abandonné. La forme arquée du Japon ne reflète pas toujours les directions structurales ou paléogéographiques pré-miocènes. En effet, à l’instar de la plupart des arcs insulaires, ceux du Japon sont édifiés sur un substratum complexe et polyphasé élaboré progressivement au cours d’orogenèses successives, bien distinguables grâce à des discordances régionales. La distribution spatiale de ces orogenèses est représentée sur la figure 4. Les différents cycles orogéniques (résumés dans le tableau) reprennent les structures dues aux orogenèses antérieures.

Les chaînes du Paléozoïque inférieur

Le Paléozoïque inférieur n’est connu que dans le sud du massif de Kitakami, dans le massif de Hida et dans la zone de Kurosegawa (fig. 3 et 4). En dépit d’une stratigraphie mal connue, ces trois régions présentent des analogies certaines. Dans le massif de Kitakami, les sédiments les plus anciens (Silurien) reposent en discordance sur des granites et des granodiorites. Les séries siluro-dévoniennes sont caractérisées par des calcaires, des sédiments détritiques et volcano-sédimentaires acides. Le massif de Hida est formé de micaschistes, de marbres, d’amphibolites et de gneiss datés autour de 400 millions d’années. L’existence de roches métamorphiques de haute pression de cet âge est discutée. La structure de ces régions n’est pas encore suffisamment connue pour permettre de les replacer dans un schéma géodynamique global. Il est néanmoins raisonnable de corréler le massif de Hida avec la zone d’Ogcheon, en Corée du Sud, où l’existence d’une chaîne antédévonienne caractérisée par des nappes à vergence sud et un métamorphisme barrovien (moyenne pression et moyenne température) commence à être argumentée (fig. 5).

La chaîne permo-triasique

La tectonique de cet âge dans le massif de Kitakami est encore mal connue. Dans la zone de Kurosegawa (fig. 4), les éléments paléozoïques sont lacérés et décalés tectoniquement par des failles tardives, et redéposés sous forme d’olistolites dans les formations mésozoïques, de sorte qu’une reconstitution globale des événements prétriasiques de cette zone reste difficile. En revanche, l’orogenèse permo-triasique est mieux analysée et interprétée en termes de tectonique des plaques dans la partie méridionale de Honsh (du nord de T 拏ky 拏 au nord de Ky sh ). Certaines formations de la chaîne centrale de Taiwan et du sud des Ry ky appartiennent aussi à cette orogenèse (fig. 5).

Du point de vue géodynamique, il s’agit d’une chaîne de collision (fig. 6a) caractérisée, du nord vers le sud, dans sa configuration actuelle, par la paléomarge asiatique, un domaine océanique et un microcontinent. La paléomarge asiatique comprend le massif de Hida et la Corée, sous laquelle disparaît par subduction une plaque lithosphérique comprenant un domaine océanique et un microcontinent. Le domaine océanique est formé d’ophiolites d’âge permien inférieur à moyen (ophiolites de Yakuno), de sédiments océaniques (radiolarites, argilites) et de calcaires récifaux qui pouvaient être localisés sur des monts sous-marins dont les plateaux d’Oga et d’Akiyoshi sont les plus célèbres. Une partie de ces roches a subi un métamorphisme de haute pression et basse température (métamorphisme de la zone de Sangun), contemporain d’une déformation ductile avec des mouvements du nord vers le sud qui ont provoqué la mise en place de nappes de charriage ophiolitiques.

Le microcontinent (c’est-à-dire le bloc de Honsh ) n’est représenté à l’affleurement que par quelques pointements granitiques et un olistostrome d’âge permien supérieur (groupe Maizuru). La subduction de ce bloc sous la marge asiatique a été difficile, du fait de ses propriétés rhéologiques et de sa densité plus faible. Cette micro-collision est responsable de l’orogenèse. Par ailleurs, l’âge de la tectonique est bien cerné par la discordance des grès continentaux du Trias supérieur et l’âge permien inférieur de calcaires à fusulines impliqués dans les nappes. Les âges radiométriques (méthodes potassium-argon et argon-argon) des minéraux métamorphiques (glaucophane, biotite, phengite), autour de 240-220 millions d’années, s’accordent avec ces données stratigraphiques.

L’orogenèse mésozoïque

Observée depuis Hokkaid 拏 jusqu’à Ky sh (et sans doute dans la mer de Chine orientale au nord d’Okinawa), l’orogenèse mésozoïque constitue l’événement majeur du Japon. On y distingue un segment principal Okinawa-Japon du Sud-Ouest - Japon central - massifs d’Abukuma et de Kitakami du Japon du Nord-Est, et un segment formé par la chaîne de Hidaka dans le Hokkaid 拏 central. La structure du segment principal est bien illustrée sur une coupe du Japon du Sud-Ouest (fig. 3b).

Dans le Japon du Sud-Ouest, la chaîne est séparée par la ligne tectonique médiane en zones interne, au nord, et externe, au sud.

La zone interne comprend un arrière-pays , formé par la chaîne paléozoïque recouverte en discordance par des sédiments détritiques subcontinentaux du Trias supérieur-Lias, et la zone de Tanba , qui est un olistostrome du Jurassique moyen et supérieur remaniant des radiolarites du Trias-Lias, des calcaires et radiolarites du Permien et quelques blocs de roches basiques. L’arrière-pays est charrié sur la zone de Tanba, elle-même découpée en plusieurs nappes. Les charriages se sont produits avant le dépôt de séries continentales et les coulées rhyolitiques du Crétacé moyen.

La zone externe comporte un domaine profond affecté par un métamorphisme de haute pression et moyenne température (métamorphisme de Sanbagawa) et un domaine non métamorphique surmontant le précédent. Le domaine profond (zones de Sanbagawa et de Mikabu et partie septentrionale de la zone de Chichibu de certains chercheurs) est principalement formé par une nappe de schistes verts constituée de sédiments océaniques (métapélites, calcaires, radiolarites) remaniant des éléments d’un complexe ophiolitique ^{[cf. OPHIOLITES]}. Cette nappe est charriée sur un ensemble grésopélitique (unité d’Oboke) à affinité continentale. L’analyse microtectonique des linéations d’allongement indique que les charriages ductiles synmétamorphes ont eu lieu d’ouest en est. Les plus jeunes sédiments de la nappe des schistes verts sont datés par des radiolaires du Jurassique supérieur à Shikoku. La nappe des schistes verts est surmontée par un olistostrome du Jurassique moyen exempt de déformation ductile et de métamorphisme de haute pression. Cet olistostrome à blocs de calcaires, de radiolarites et d’ophiolites d’âge permien et à blocs de radiolarites d’âge mésozoïque présente avec la zone de Tanba des analogies d’âge et de faciès, tant en ce qui concerne la matrice que les blocs. Il est interprété comme une klippe (nappe superficielle) de cette zone sur la nappe des schistes verts.

Plus au sud affleure un complexe paléozoïque (zone de Kurosegawa) composé de granites anté-siluriens, de roches sédimentaires et métamorphiques paléozoïques et de sédiments discordants du Trias-Lias. Du fait des bouleversements dus à la tectonique tertiaire, sa structure est mal connue. Pour la plupart des chercheurs, il s’agirait des éléments d’un microcontinent (bloc du Japon du Sud) formant le substratum tectonique de la nappe des schistes verts mis à l’affleurement par la tectonique post-crétacée. Pour d’autres chercheurs, il s’agirait d’une unité particulière de la nappe superficielle, car tous les éléments de la zone de Kurosegawa se retrouvent dans l’arrière-pays. Plus au sud encore, la zone de Sanbosan, formée de turbidites d’âge jurassique supérieur, est interprétée comme la marge sud du bloc du Japon du Sud; on y trouve en effet des olistolites de calcaires triasiques et jurassiques inconnus au nord. Les turbidites proviennent soit d’un remaniement presque in situ, soit d’une accrétion de sédiments déposés dans l’océan. La zone de Sanbosan est limitée par la ligne tectonique de Butsuzo de la zone de Shimanto à dépôts crétacés (cf. infra ), dont elle ne diffère ni par les faciès, ni par l’âge de la tectonique.

Les domaines externe et interne sont séparés par la zone de Ryoke, qui s’apparente à un axe granito-gneissique affecté par un métamorphisme de haute température d’âge crétacé moyen à supérieur. Les protolithes de toutes les roches métamorphiques sont issus de la zone de Tanba et il n’existe aucune preuve de l’existence, cependant probable, d’un socle sous-jacent. La ligne tectonique médiane qui sépare la zone de Ryoke (ou méta-Tanba) et la nappe des schistes verts est un décrochement ductile sénestre postérieur à la tectonique de nappes, car il recoupe les isogrades de haute pression. Cette organisation se retrouve, mutatis mutandis, depuis Ky sh jusqu’au Japon du Nord-Est. Dans le massif d’Abukuma (fig. 3), on montre l’existence d’une nappe des schistes verts charriée du sud vers le nord (du fait de la courbure tertiaire du Japon, cf. infra ) puis remobilisée en dôme migmatitique par un métamorphisme de haute température (Ryoke-Abukuma). La partie sud du massif de Kitakami correspond à la zone de Kurosegawa, et sa partie septentrionale, qui se poursuit au nord jusqu’à l’ouest de Hokkaid 拏, présente de grandes ressemblances avec la zone de Sanbosan.

La chaîne mésozoïque du Japon du Sud-Ouest est une chaîne de collision entre la marge asiatique et le bloc du Japon du Sud (fig. 6b). Son originalité tient dans l’absence de «vraies» ophiolites, dans l’importance des phénomènes olistostromiques et dans le déplacement des nappes parallèlement aux mégastructures, au moins dans les stades précoces.

La chaîne de Hidaka

L’île de Hokkaid 拏 a subi une tectonique complexe, principalement tertiaire. Les déformations mésozoïques sont concentrées dans le centre de l’île (fig. 3a). La chaîne de Hidaka est une chaîne de collision entre la marge eurasiatique, à l’ouest, et le socle de Hidaka, formé de granites, d’amphibolites et d’une couverture sédimentaire d’âge crétacé supérieur; ce socle est interprété comme une partie du microbloc de la mer d’Okhotsk. Le domaine océanique intermédiaire comprend une série ophiolitique complète et un ensemble de sédiments océaniques (radiolarites, roches basiques paradérivées, pélites) d’âge jurassique supérieur-éocrétacé. Cet ensemble a subi un métamorphisme de haute pression contemporain d’une déformation ductile cisaillante d’ouest en est associée au charriage ophiolitique sur le socle de Hidaka. Les âges radiométriques situent ce charriage entre 140 et 125 millions d’années (Jurassique terminal à Crétacé inférieur). La discordance est datée paléontologiquement entre le Valanginien et l’Aptien. Au nord-est de Hokkaid 拏, la zone de Tokoro est un ensemble de sédiments et de volcanites basiques d’âge jurassique supérieur-crétacé inférieur affecté par un métamorphisme de haute pression et recouvert en discordance par des flyschs campaniens. La place de cette zone dans les modèles d’évolution géodynamique reste imprécise. L’ensemble de la chaîne de Hidaka a été recouvert pendant le Crétacé par des turbidites et des olistostromes dont la signification géodynamique n’est pas claire.

Les corrélations entre le segment principal du Japon et la chaîne de Hidaka sont discutées. Pour certains chercheurs, la nappe des schistes verts se poursuit dans la suture ophiolitique de Hidaka; dans ce cas, les séries de turbidites et d’olistostromes du nord du massif de Kitakami et de l’ouest de Hokkaid 拏 ne peuvent être directement corrélées avec la zone de Sanbosan. Pour d’autres chercheurs, qui admettent la corrélation de la zone de Sanbosan avec le nord du massif de Kitakami, la suture ophiolitique de Hokkaid 拏 est distincte de la nappe des schistes verts (fig. 3a et 5). Ces deux modèles négligent le rôle des décrochements tertiaires. Une troisième solution consisterait à corréler, d’une part, la zone de Sanbosan et le nord du massif de Kitakami, d’autre part, la nappe des schistes verts avec la zone ophiolitique (fig. 7). Dans ce cas, la suture de Hokkaid 拏 aurait été amenée dans sa position actuelle par le jeu dextre du décrochement de Hidaka (cf. infra ).

La chaîne du Tertiaire inférieur (orogenèse de Shimanto)

Reprenant les terrains déjà structurés, l’orogenèse du Tertiaire inférieur affecte des séries d’âge crétacé-tertiaire de la zone de Shimanto, qui affleure le long de la bordure pacifique du Japon du Sud-Ouest, depuis Okinawa jusqu’à la faille de Tanakura (fig. 3a et 4). À l’est de cette faille, les séries crétacées et paléogènes sont réduites et ne semblent pas plissées. À Hokkaid 拏, le Tertiaire inférieur manque, ou correspond à des dépôts de mer peu profonde. C’est à cette époque que fonctionne le décrochement nord-sud dextre de Hidaka. Il se surimpose à la suture ophiolitique en développant un métamorphisme dans le faciès des schistes verts. Localement, ce coulissage est associé à des nappes gravitaires.

Dans le Japon du Sud-Ouest, on distingue un «Shimanto» d’âge crétacé , limité au nord par la ligne tectonique de Butsuzo de la zone de Sanbosan, et un «Shimanto» d’âge tertiaire , recouvert en discordance par des turbidites du Miocène inférieur à moyen et traversé par des granites d’âge miocène moyen (fig. 8). Quel que soit leur âge, les faciès de la zone de Shimanto sont des turbidites, des mélanges autoclastiques et des olistostromes à blocs de radiolarites, de calcaires et de basaltes. Les études paléontologiques et stratigraphiques montrent un rajeunissement des séries du continent vers l’océan. Le style général de la chaîne consiste en une succession d’écailles et de plis couchés à vergence sud. La base de Shimanto d’âge crétacé a acquis une schistosité et est faiblement métamorphisée. On reconnaît deux phases de déformation. Une première phase, datant du Paléocène, est mise en évidence par la lacune des dépôts de cet âge dans la zone de Shimanto, par une discordance éocène tant sur le Shimanto à faciès crétacés que sur les terrains plus anciens, enfin, par l’intrusion de granites tarditectoniques datés à 55 millions d’années. De plus, on attribue à cette phase le plissement des turbidites maestrichtiennes au nord de la ligne tectonique médiane (groupe Izumi), les écaillages de la zone de Sanbosan et le soulèvement de la partie métamorphique de la chaîne mésozoïque (fig. 3). La seconde phase, du Miocène inférieur (phase de Takachiko), est responsable du chevauchement de Shimanto à faciès crétacés sur le Shimanto à faciès tertiaires.

L’orogène de Shimanto est le plus souvent interprété comme un prisme d’accrétion édifié par la subduction continue et régulière d’une plaque océanique sous le Japon, selon le modèle de l’orogenèse de type pacifique (fig. 7). Il est clair que tous les olistolites d’âge crétacé ou plus récent ne peuvent venir que du sud, puisque les faciès n’existent pas au nord. Cependant, un tel modèle explique mal les déformations affectant la partie interne pré-crétacée du Japon. De plus, le style tectonique des chevauchements de la zone de Shimanto diffère de celui que l’on connaît dans les prismes d’accrétion actuels. Pour certains chercheurs, l’orogenèse de Shimanto serait donc due à l’accrétion d’objets (par exemple, des rides asismiques, des microcontinents, des plateaux océaniques...) dont la rhéologie et la densité de la croûte empêchent une simple subduction. Selon cette hypothèse, et en l’état actuel des connaissances, on propose que la phase paléocène soit due à un blocage de la subduction par un microcontinent, le bloc de Kuroshio. La phase du Miocène inférieur est attribuée à la collision d’une masse à affinités continentales dont les rides d’Izu-Bonin et de Ky sh -Palau ainsi que les plateaux d’Amami et d’Oki-Daito seraient des reliques non subductées (fig. 9). La reconstitution géodynamique cénozoïque du Japon reste difficile, car il faut tenir compte simultanément de la création de la plaque de la mer des Philippines, dont la cinématique est mal connue, et de l’ouverture de la mer du Japon.

3. Le problème de l’ouverture de la mer du Japon

Les études géophysiques montrent que la croûte de la mer du Japon, à l’exception de certaines régions (par exemple, la ride de Yamato), est de nature océanique. Mais les anomalies magnétiques ne permettent de préciser ni l’âge ni le mode d’ouverture de ce bassin. Selon les chercheurs, l’âge de l’ouverture varie entre le Crétacé supérieur (60 Ma) et le Miocène supérieur (10 Ma). Toutefois, on admet généralement que l’ouverture s’est produite entre 25 et 15 millions d’années. On considère souvent que la mer du Japon est un exemple typique de bassin d’arrière-arc, formé par la subduction d’une plaque océanique sous le Japon. Un autre modèle propose une ouverture en «pull apart» le long de deux décrochements ^{[cf. MERS MARGINALES]}. Le Japon serait alors originellement arqué et il aurait seulement opéré une translation en bloc sans déformation interne. En fait, les données paléomagnétiques suggèrent que, pendant l’ouverture de la mer du Japon, le Japon du Sud-Ouest a subi une rotation de 50⁰ dans le sens horaire et le Japon du Nord-Est une rotation de 40⁰ dans le sens antihoraire (fig. 10). À l’heure actuelle, bien qu’il semble que les données paléomagnétiques soient incorrectes du fait de la réaimantation de toutes les roches, la rotation du Japon du Sud-Ouest est bien argumentée par l’étude des déformations miocènes à Ky sh . Dans l’ouest de cette île, toutes les structures pré-miocènes ont une direction subméridienne, alors qu’à l’est de Ky sh , comme dans tout le Japon du Sud-Ouest stricto sensu, elles ont une direction est-nord-est ouest-sud-ouest. Cette courbure peut être notamment expliquée par une rotation du Japon du Sud-Ouest de 45⁰ environ dans le sens horaire.

Encyclopédie Universelle. 2012.