ASIE - Géologie

ASIE - Géologie
ASIE - Géologie

L’Asie représente l’ensemble continental le plus important à la surface du globe; l’Europe n’en constitue que l’extrémité occidentale. Sa connaissance apparaît donc fondamentale du point de vue géologique, mais demeure malheureusement fragmentaire, certaines régions restant encore pratiquement terrae incognitae , tandis que d’autres au contraire ont fait l’objet d’études détaillées. Les problèmes géologiques soulevés par l’Asie sont, d’une part, sa description structurale d’où découle la reconstitution de son passé, et, d’autre part, l’étude de ses relations avec les ensembles voisins, notamment avec l’océan Pacifique et l’Afrique (on notera que, pour le géologue, la péninsule Arabique et l’Inde péninsulaire sont des dépendances africaines lato sensu ).

L’histoire géologique de l’Asie, antérieurement au Cambrien, reste mal connue. Plusieurs orogenèses s’y sont succédé qui ont probablement abouti à la formation d’un grand continent asiatique constitué de terrains largement métamorphisés et granitisés. À partir de l’aurore du Cambrien, une série de géosynclinaux se sont installés concentriquement, autour d’un centre situé dans la Sibérie centro-septentrionale, les plus récents se trouvant à l’extérieur. Ils se sont plissés successivement en donnant naissance aux chaînes baïkaliennes (vers la limite Protérozoïque-Cambrien et au Cambrien), calédoniennes (Silurien et Ordovicien), hercyniennes (Carbonifère et Permien) mésozoïques (Trias et Jurassique), alpines (Crétacé, Tertiaire et Quaternaire). Du Cambrien à nos jours, l’Asie a continuellement formé un vaste ensemble géologique se prolongeant vers l’ouest par l’Europe, bordé à l’est par l’océan Pacifique et au sud par les terres africano-gondwaniennes. La limite méridionale correspond à la chaîne alpine de la Syrie à l’Insulinde, puis aux chaînes mésozoïques et alpines (avec des amorces calédoniennes et hercyniennes) de l’Insulinde au Kamtchatka.

1. Grands traits structuraux

L’état des connaissances géologiques permet de définir avec assez de précision les grands ensembles structuraux asiatiques, ceux-ci offrant à leur tour la possibilité de mieux préciser les limites de l’Asie géologique
(cf. carte hors texte).

Celle-ci résulte d’une longue histoire, dont le début demeure et risque de rester longtemps fort mal connu, et au cours de laquelle des chaînes de montagnes se sont succédé, se superposant souvent aux vestiges plus ou moins arasés des édifices plus anciens. Grâce à une heureuse disposition à peu près concentrique des chaînes successives autour d’un point se situant vers le nord de la Sibérie centrale, il subsiste suffisamment de leurs portions point trop déformées pour qu’on puisse reconstituer leur physionomie.

Les vieilles chaînes précambriennes, les Archéides , n’affleurent plus avec quelque continuité qu’au centre de vieux boucliers arasés, non déformés depuis longtemps, ou au contraire au cœur d’édifices plus récents et dès lors affectés de déformations nouvelles. Parmi les vieux boucliers, il faut citer en Sibérie celui de l’Anabar, centre orogénique de l’Asie, et celui de l’Aldan, ainsi que l’ellipse archéenne des Saïans. Dans ces vieux chaînons, les directions sont est-ouest pour l’Aldan, nord-ouest - sud-est pour les deux autres. Des fragments importants de socle précambrien se rencontrent au cœur des plissements hercyniens de l’Asie centrale, dans l’Himalaya et l’Hindou Kouch, de la Birmanie à l’Indochine et en Chine, avec en général une direction approximative estouest. La fréquence de ces affleurements incite à supposer que partout en Asie doit exister un tréfonds de terrains précambriens généralement fortement métamorphiques.

La chaîne des Baïkalides mise en place vers la fin du Précambrien et durant le Cambrien présente une disposition arquée, concave vers le nord et se moulant sur l’extrémité méridionale du bouclier sibérien, qui préfigure les dispositifs structuraux plus récents.

Lors de l’Ordovicien et du Silurien, les Calédonides enveloppent plus ou moins complètement au sud (Tian-Chan, Altaï) et au nord (zone nord du Taïmyr) l’ensemble bouclier sibérien-Baïkalides. Vers l’est, leur limite apparaît actuellement floue; il est cependant possible d’en retrouver des traces, notamment en Chine, au Japon, ainsi que dans l’Oural.

Les Hercynides permo-carbonifères sont beaucoup plus largement développées. Elles enserrent elles aussi le bouclier sibérien, mais plus à l’extérieur, sauf dans la presqu’île du Taïmyr où elles se trouvent au sud du rameau calédonien. Elles constituent à l’ouest la chaîne de l’Oural, relayée vers le nord par la Novaïa Zemlia, tandis qu’elle s’efface vers le midi. Au sud du bouclier sibérien, les Hercynides se développent très largement du Kazakhstan à la Chine, où elles forment une large part des montagnes de l’Altaï, du Tian-Chan, de la Mongolie et du Grand Khingan, ainsi que les collines chinoises. Leur présence se décèle aussi le long du Pacifique dans les édifices plus récents au Japon et dans le massif de Verkhoïansk. Dans l’Himalaya, la présence d’une grande orogenèse hercynienne n’est pas des plus évidente, bien que des mouvements s’y soient produits.

Au Trias et au Jurassique, une grande chaîne bordière du Pacifique s’allonge de l’Indochine au massif de Verkhoïansk, émettant une digitation occidentale le long de l’Amour. L’âge de cette chaîne est triasique en Indochine et jurassique supérieur vers le nord-est de la Sibérie, en Malaisie et dans l’Insulinde. Amorcée au Permien, la tectonique de l’Insulinde voit se développer un système de plissements comportant un arc interne volcanisé, un arc externe non volcanisé et une avant-fosse (orogenèse malaise).

L’orogenèse alpine court tout autour des bordures méridionales et orientales de l’Asie. À partir de la Turquie, les chaînes alpines, prolongement de celles de l’Europe, se suivent en continuité jusqu’à la frontière afghano-pakistanaise en se subdivisant en un rameau méridional dinarique et un rameau septentrional alpidique très atténué en Iran et en Afghanistan. Elles décrivent deux sinuosités vers le nord, l’une légère au droit de l’Arabie, l’autre profonde à hauteur du bouclier indien. Au nord-ouest de ce dernier, la courbure de la chaîne béloutche correspond pour une large part au jeu de grands décrochements montant vers le nord-est. La chaîne se poursuit ensuite par l’énorme massif himalayen dont les crêtes s’infléchissent en direction de la Birmanie et de la Malaisie. Entre les rameaux alpidiques et dinariques apparaissent souvent des massifs intermédiaires (Zwischengebirge ) tels que ceux de Turquie, d’Iran ou de l’Hazaradjat afghan. À partir de la Birmanie, les chaînes alpines enveloppent l’Insulinde dans une vaste boucle qui vient affronter l’Australie, terre gondwanienne comme l’Inde. Elles remontent ensuite vers le nord par les Philippines, Formose, le Japon, jusqu’au Kamtchatka par une succession de guirlandes insulaires. Celles-ci à partir du Japon forment un double système qui reprend son unité à la presqu’île des Tchouktches, pointe extrême de l’Asie.

L’Oural et les chaînes alpines forment les limites géologiques de l’Asie. L’Oural apparaît en fait comme un élément mineur, l’Europe réalisant la continuation évidente de l’Asie: on les associe à juste titre dans le vocable d’Eurasie. Par contre, la limite alpine est beaucoup plus importante. En effet, la péninsule arabique, l’Inde péninsulaire sont, de même que l’Australie, des éléments Africano-gondwaniens, dont la dissociation contraste avec le «monolithisme» asiatique. La bordure orientale est également très significative, séparant le domaine continental de l’Asie du fond du Pacifique largement dépourvu de matériel sialique continental.

Ces préliminaires structuraux posés, il est possible d’aborder la paléogéographie et de définir ainsi les visages successifs de l’Asie, en relevant au passage les données climatiques et biologiques les plus marquantes.

2. Paléogéographie de l’Asie

L’évolution de l’Asie est évidemment commandée par les mouvements tectoniques affectant des bandes assez étroites qui ont connu une évolution géosynclinale plus ou moins complète, se terminant par la formation d’un orogène. Entre ces bandes s’étendent de vastes plates-formes (ou boucliers) autrefois plissées, métamorphisées et arasées, qui ne sont plus affectées que par des mouvements épirogéniques produisant des failles ou des déformations à grand rayon de courbure. La sédimentation géosynclinale est généralement épaisse et terrigène, accompagnée souvent de métamorphisme, de volcanisme et de montées plutoniques; elle s’oppose ainsi à la sédimentation épicontinentale plus mince des plates-formes (sauf dans certains fossés d’effondrement), dépourvue de phénomènes métamorphiques, avec un volcanisme plus faible et de type différent.

Du Cambrien à nos jours, on constate une nette permanence dans l’emplacement des géosynclinaux successifs. Un premier ensemble méridien, celui de l’Oural, sépare l’Europe de l’Asie et trouve son symétrique, à une bien plus grande échelle, dans l’alignement sinueux qui borde l’Asie à l’est. Un autre ensemble est constitué par des géosynclinaux ouest-nord-ouest - est-sud-est, obliques sur les précédents: géosynclinal mésogéen (ou alpin) de la Turquie à l’Inde, géosynclinal du Nanshan. Un dernier groupe de géosynclinaux est-nord-est - ouest-sud-ouest parcourt l’Asie centrale de la mer d’Aral au lac Baïkal. On notera que les parallélismes au sein des différents ensembles n’impliquent nullement un synchronisme. La mise en place sur la carte de géosynclinaux successifs, pour grossière qu’elle soit en l’absence d’un déplissement par la pensée des édifices orogéniques en remontant dans le passé, confirme cependant cette conception d’une permanence des grands traits de l’Asie, qui a peut-être constitué dès le Précambrien un vaste ensemble continental.

Cambrien

Au Cambrien inférieur (plus tôt, tout essai de reconstitution est prématuré), les terres émergées occupent quatre boucliers qui sont: au nord-ouest le bouclier-sibérien, à l’est celui de la Kolyma, puis, s’intercalant entre eux, un bouclier mongol qui se prolonge vers le nord par celui de l’Angara, encadré par deux bras de mer l’un nord-est - sud-ouest allant du Turkestan au Taïmyr, l’autre nord-sud de la mer Jaune à la mer des Laptev. Séparant les cratons mongol et angarien s’allongeait du lac d’Aral à l’Amour le géosynclinal tartare ouest-sud-ouest - est-nord-est. Plus au sud, un bras de mer mésogéen isole le bouclier mongol de l’Inde et d’une terre occupant l’Insulinde et le sud-est de la Chine (Aequinoctia). Au Cambrien moyen, le géosynclinal tartare s’étend vers le nord jusqu’à la Novaïa Zemlia, bordé au nord-ouest par un bras de mer ouralien, tandis que des phénomènes volcaniques importants se manifestent dans sa partie centrale (Salaïr). Le géosynclinal himalayen s’étend vers l’est et les boucliers mongol et angarien se soudent au bouclier sibérien. Pendant le Cambrien supérieur, peu de modifications se produisent, le géosynclinal tartare achève de se plisser (orogenèse baïkalienne). En ce qui concerne la faune, on note au Cambrien inférieur des affinités entre les faunes américaines et chinoises de Trilobites. Au Cambrien moyen, la faune sibérienne de Trilobites est de type mixte, les formes atlantiques venant par la Novaïa Zemlia. Les faunes de Trilobites d’Extrême-Orient montrent au nord de la Corée une influence américaine, atlantique au sud via la Mésogée.

Ordovicien

À l’Ordovicien inférieur, le bras de mer ouralien s’approfondit, tandis qu’une mer étroite, remplie de lagunes à Cyanophycées, prend en écharpe le bouclier sibérien du nord-ouest au sud-est, en même temps que s’efface le géosynclinal tartare et qu’une liaison directe s’établit entre l’Himalaya et le géosynclinal de l’Oural. Celui-ci s’amorce avec une sédimentation terrigène, accompagnée de phénomènes volcaniques (diabases et andésites). À l’Ordovicien moyen, il faut noter qu’en Chine et en Mongolie débutent deux géosynclinaux, à savoir: le géosynclinal mongol au nord, à sédimentation surtout carbonatée, et le géosynclinal chinois au sud, à dominante détritique. La mer mésogéenne paraît s’infléchir vers l’Australie. Au nord, la Sibérie est frangée par un vaste bras de mer septentrional. À l’Ordovicien supérieur, le bras de mer oriental disparaît. Au point de vue orogénique, les Calédonides commencent à se mettre en place à l’Ordovicien inférieur (Chine, Mongolie, Sibérie orientale, Mandchourie, Corée) et supérieur (Mongolie, Asie du Nord-Est). Une intense activité volcanique se manifeste alors dans l’Oural et sur la partie occidentale du bouclier sibérien. À l’Ordovicien inférieur, les faunes de Trilobites accusent encore une nette influence atlantique, sauf en Mandchourie et en Corée du Nord où les influences sont nord-américaines.

Silurien

Une grande transgression couvre le nord-est de la Sibérie, en même temps que se rompent les connections entre les domaines marins ouralien et himalayen, la liaison se rétablissant dès le Silurien supérieur qui voit en même temps la submersion de tout le bouclier sibérien sous une mer épicontinentale. Une activité volcanique importante se manifeste au Silurien supérieur sur les continents et dans les mers s’étendant à la Mongolie (basaltes, andésites, porphyrites), de même qu’en Turquie, atteinte depuis l’Ordovicien supérieur par un prolongement mésogéen. Les géosynclinaux de l’ouest de l’Asie occupent ainsi une zone qui devient bifide vers le sud-est et tend à se rétrécir. Au Japon apparaît le géosynclinal arqué nord-est - sud-ouest de Chichibu.

Dévonien

Au Dévonien inférieur, le tracé des zones subsidentes ne change pas, mais la mer se retire de la Sibérie orientale. Au Dévonien moyen et supérieur, la mer revient sur la Sibérie extrême-orientale (massif de Verkhoïansk) en dirigeant vers le sud et en enserrant une grande île (massif de la Kolyma). À l’ouest également, des fragments du bouclier sibérien émergent dans la région de Tobolsk; la transgression atteint alors son maximum dans l’Oural; l’activité volcanique reste importante sur toute la frange occidentale de l’Asie de la Novaïa Zemlia, en passant par l’Oural (dolérites) jusqu’au Turkestan et à l’Amour. Au Dévonien supérieur, le géosynclinal ouralien émerge (plissement hercynien) tandis que fonctionnent des volcans «acides». Des plissements se produisent en Chine au même moment.

Carbonifère

Pendant le Carbonifère inférieur, le schéma reste inchangé à quelques détails près: le géosynclinal de Verkhoïansk se raccorde d’une part aux mers plus occidentales et émet une pointe vers celui de Chichibu, tandis que l’axe du géosynclinal himalayen est déporté vers le nord. Le raccord avec les zones méditerranéennes se fait, d’une part par un bras de mer couvrant (ou contournant?) la Turquie par le Caucase, d’autre part à l’extrémité septentrionale de l’Oural. À la fin du Carbonifère inférieur, la mise en place des Hercynides détermine une vaste émersion, les géosynclinaux ne subsistant que sur l’Oural et du Japon à la Birmanie, les deux ensembles étant reliés par le géosynclinal transverse du Nanshan. L’activité volcanique reste vive en Asie centrale et nord-orientale au Carbonifère inférieur et moyen. À la fin du Carbonifère, on revient à un plan voisin de celui du Dévonien supérieur. La mer mésogéenne s’ouvre à nouveau, bordant au sud le Tibet, et une guirlande de géosynclinaux la raccorde, via la Chine et le Japon, au géosynclinal de Verkhoïansk. Au Carbonifère, de très grandes forêts couvrent l’Asie et accusent des différences intéressantes. En Iran règne une flore d’affinité euraméricaine à Calamites, Sigillaires et Lépidodendrées. En Sibérie existe la flore angarienne caractérisée par des Sigillaires, des Glossopteris , sans Conifères. De la Mandchourie à l’Indochine, on rencontre la flore cathaysienne (qui se retrouve aussi en Amérique du Nord) avec des Équisétales, des Fougères et des Ptéridospermées, avec très peu de Conifères. Enfin, dans l’Inde s’étend une flore gondwanienne sans Lépidodendrées ni Calamites avec des Ptéridospermées (Glossopteris et Gangamopteris ), des Équisétales et des Conifères. Ces flores indiquent des différences climatiques, à savoir: un climat de mousson pour la cathaysienne, un climat aride pour l’euraméricaine, un climat encore aride mais plus froid pour la gondwanienne (existence de glaciers).

Durant le Permien, peu de modifications se produisent, sinon l’ouverture d’un géosynclinal est-ouest dans la région de l’Amour. Au Permien, les plissements de l’Oural et des monts de Verkhoïansk, s’ajoutant au bouclier sibérien, constituent un grand continent sibérien bordé au sud par une guirlande de géosynclinaux allant de l’Himalaya au Japon, de laquelle se détache le géosynclinal très tortueux de l’Insulinde, amorcé dès le Carbonifère supérieur. Au Permien inférieur, les volcans sont très actifs, que ce soit sur le bouclier sibérien ou dans les fosses qui l’entourent.

Trias

Au Trias inférieur, le géosynclinal de Verkhoïansk s’ouvre à nouveau et se prolonge par le géosynclinal de l’Amour. Le géosynclinal de Chichibu, qui enveloppe à l’est celui de l’Amour, se rattache par-delà la Chine au géosynclinal himalayen. Au Trias supérieur, les plissements de la bordure pacifique font surgir des reliefs montagneux en Indochine, en Chine et au Japon, coupant la communication entre les zones subsidentes de Chichibu et de l’Himalaya.

Jurassique

Au Lias, l’Asie reste largement émergée avec d’importantes accumulations de séries continentales à charbon, tandis que le géosynclinal de Verkhoïansk régresse, pour reprendre un peu d’ampleur au Jurassique. Au Malm, le plissement mésozoïque s’étend au massif de Verkhoïansk et au géosynclinal de l’Amour, ainsi qu’à la Chine, l’Indochine et l’Insulinde. L’activité volcanique jurassique se concentre dans la Sibérie orientale. Dans la Mésogée, le Lias est souvent transgressif. En Chine, des effondrements se produisent, déterminant des bassins continentaux. Les flores attestent un climat moins sec qu’au Trias. En Extrême-Orient on a constaté, vers le sud une prédominance des Cycadophytes et des Filicales, vers le nord des Gingkoales et des Coniférales, correspondant respectivement à un climat humide de mousson, tempéré à tropical, et à un climat aride. Au Jurassique supérieur, le climat d’Asie orientale devient plus aride en liaison avec des transgressions arctiques et circumpacifiques. Au point de vue orogénique, le Japon voit des plissements se produire à l’aurore du Crétacé (phase d’Oga relevant de l’orogenèse cimmérienne) et vers le milieu du Crétacé inférieur (phase d’Oshima); en Mongolie, des déformations se sont également produites à la limite Jurassique-Crétacé.

Crétacé

Les géosynclinaux nord-orientaux disparaissent complètement à la suite des plissements; les principaux éléments marins tant soit peu profonds et subsidents demeurent le géosynclinal himalayen, où s’amorcent les grands chevauchements, et celui du Japon. Au Crétacé moyen, la mer mord un peu sur la bordure du bouclier sibérien (presqu’île d’Ialmal); un géosynclinal des Mariannes unit ceux du Japon et de l’Himalaya, ce dernier prolongé par le géosynclinal de Sumatra-Java. Lors du Crétacé terminal, un bras de mer nord-sud couvre toute la frange occidentale de la Sibérie qui est complètement isolée de l’Europe.

Au Crétacé moyen, une phase tectonique très importante se place au Japon (phase de Sakawa) avec de grands charriages vers l’ouest: le nord du Japon se serait alors déplacé vers le Pacifique en se fragmentant. Dans la Mésogée, une transgression atteint son maximum en Syrie et en Iran ainsi que dans l’Inde péninsulaire.

Au Crétacé supérieur, il faut signaler l’existence de faciès arides dans le désert de Gobi.

Tertiaire

À l’Éocène inférieur, une importante migration pousse les Vertébrés asiatiques jusqu’en Amérique du Nord par la région du détroit de Béring. À l’Éocène moyen une transgression se produit dans le domaine mésogéen, notamment en Afghanistan, à la suite de mouvements. Jusqu’à l’Éocène moyen, le schéma change peu. Par contre, à l’Oligocène, les géosynclinaux alpins se plissent. Au Miocène, l’Asie est presque totalement émergée, les géosynclinaux se confinant alors sur sa bordure pacifique et dans l’Insulinde où ils sont encore en plein devenir. Le Japon finit par être exondé.

Au Néogène, l’Himalaya subit encore une forte phase orogénique, ainsi que le Japon et le Kamtchatka, tandis que se mettent en place les volcans récents de l’Insulinde.

Quaternaire

Au Quaternaire, en dehors de la zone des moussons, l’Asie connaît un climat aride, tandis que des glaciers ou des calottes glaciaires couvrent le nord-ouest de la Sibérie; la Nouvelle-Sibérie, l’Altaï, les monts Jablonovoï, les monts de Verkhoïansk, le Tian-Chan, l’Himalaya et le haut Hindou Kouch. Des Préhominiens (Sinanthrope) apparaissent en Chine.

3. Géologie régionale: trois exemples

L’Asie est formée, au nord des chaînes alpines, d’unités structurales proprement asiatiques (Asie centrale, Sibérie, etc.), tandis qu’au sud de ces chaînes, on rencontre des éléments gondwaniens (Arabie, Inde péninsulaire, etc.). Parmi ces différents types, choisissons trois régions: l’Asie centrale , qui appartient à l’ensemble asiatique stricto sensu ; l’Asie du Sud-Est , formée, pour sa plus grande partie, d’arcs «alpins»; l’Asie antérieure , qui comprend, outre des éléments alpins, des massifs intermédiaires et des fragments africano-gondwaniens.

Asie centrale

L’Asie centrale est formée par un ensemble homogène de plissements calédoniens et hercyniens appartenant à la grande ceinture qui enveloppe le bouclier sibérien et ses annexes. Elle est bordée au sud par les chaînes alpines du Pamir et de l’Himalaya (cf. carte structurale de l’Asie).

Le soubassement précambrien affleure ici et là sous forme de nuclei (Tarim, Dzoungarie, Tibet) autour desquels se sont moulés les plissements plus récents. Le Précambrien est conventionnellement subdivisé en Archéen et Protérozoïque. Dans le Saïan et le Tian-Chan, le premier est fortement métamorphique et très épais. Le second est épimétamorphique, surtout schisteux et volcanique; il supporte en discordance le Cambrien. Les plis précambriens, difficiles à identifier, sont nord-est - sud-ouest.

Les chaînes paléozoïques bordent les Baïkalides, plissées vers la limite Protérozoïque-Cambrien et au Cambrien (Ienisseï, Touroukhansk, plateau baïkalien) et le bouclier précambrien de l’Aldan. Les plissements calédoniens se trouvent à l’ouest où ils dessinent un V ouvert vers le nord-ouest (partie ouest du Kazakhstan central et chaînons septentrionaux du Kazakhstan). On y trouve de grands anticlinoriums à noyau précambrien, séparés par des synclinoriums remplis de sédiments ordoviciens, terrigènes et transgressifs, qui prennent, vers le nord, un faciès flysch à leur sommet. Le Silurien manque en général et le Dévonien inférieur, représenté par des formations volcaniques continentales, repose sur les terrains précédents plissés.

Au sud et à l’est de la zone calédonienne (est du Kazakhstan central, Ala-Taou et Altaï), une série de synclinoriums et d’anticlinoriums hercyniens divergent vers le sud-est et le nord-est. Les premiers sont occupés par des formations volcano-sédimentaires très épaisses, comprenant le Dévonien, le Carbonifère et le Permien. Près du lac Balkhach, elles prennent un caractère géosynclinal et montent peut-être dans le Trias inférieur. Au nord-ouest du lac, le synclinorium du Karaganda renferme 6 kilomètres de terrain houiller dans le Paléozoïque supérieur. Des granitoïdes se sont mis en place au Dévonien et au Carbonifère, et sont recoupés par des granites. Ces éléments hercyniens semblent passer par transition à la zone calédonienne. Par contre, la chaîne hercynienne du Tian-Chan méridional est séparée des chaînons calédoniens par des fractures arquées. On a ici une limite paléogéographique au sud de laquelle apparaît le Silurien supérieur schisteux. Dans le Dévonien et le Carbonifère, les formations volcaniques sont abondantes au nord-est, tandis que les calcaires dominent au sud-ouest. Dans les dépressions se sont déposées d’épaisses molasses du Paléozoïque supérieur, provenant de la destruction de la chaîne hercynienne traversée par place par des granites carbonifères.

Vers l’est, les Hercynides se prolongent vers la Chine. Leurs flancs sont jalonnés par des fossés remplis de Mésozoïque et de Cénozoïque à charbon. Le matériel hercynien est surtout constitué par des séries argilo-détritiques à calcaires et roches vertes (Silurien et Dévonien identifiés, Permien très localisé). L’ensemble est plissé suivant une direction nord-est - sud-ouest et recoupé par des granites.

Au Mésozoïque se sont produits des épanchements volcaniques et mis en place d’autres granites. Au Jurassique inférieur ont commencé les mouvements d’effondrement. On notera qu’au Crétacé supérieur et au Paléogène s’est produite une transgression venue de l’Ouest, suivie, après une régression, de l’installation d’un régime continental.

Asie du Sud-Est

L’Asie du Sud-Est forme un promontoire, autrefois entièrement continental (Aequinoctia), dirigé vers l’Australie, qui se trouve compris entre le bassin indo-australien au sud-ouest et les bassins philippin et nord-mélanésien à l’est. Elle est constituée au nord par la Birmanie, la Thaïlande et l’Indochine, au sud par une série d’arcs plus ou moins émergés constituant l’Indonésie. Elle forme ainsi le raccord entre les chaînes mésogéennes et les guirlandes pacifiques (cf. carte).

Indochine

Dans le nord affleure un ensemble de terrains métamorphiques qui constitue un vestige de l’Indosinia précambrienne. Au Tonkin, le Cambrien s’est déposé ensuite en discordance. Un géosynclinal situé en Birmanie séparait alors l’Indochine de l’Inde péninsulaire, l’Indosinia se prolongeant alors vers le sud-est par l’Aequinoctia. À la fin du Silurien, l’orogenèse calédonienne fait émerger l’Indochine. Au Dévonien, le géosynclinal annamitique nord-ouest-sud-est se met en place, puis se comble de sédiments terrigènes. Au Carbonifère inférieur se forme la cordillère annamitique avec des charriages dirigés vers l’Indosinia, tandis que des granites westphaliens se mettent en place. Après une transgression, le géosynclinal redevient subsident jusqu’au Trias (calcaires à Fusulines, série continentale et volcanique du Trias). Au Trias supérieur, une transgression épicontinentale submerge la région; juste après celle-ci, les Indosinides, amorce des guirlandes pacifiques, se plissent avec des chevauchements importants et leurs débris molassiques se déposent dès la fin du Trias. Après quelques incursions marines liasiques, l’Indochine connaît un régime continental et commence à se fracturer pendant que montent des granites au Cambodge. Peu affectée par l’orogenèse alpine, l’Indochine voit des émissions basaltiques au Pliocène.

Birmanie-Thaïlande

L’histoire géologique de la Birmanie et de la Thaïlande, mal connue, montre tout au moins une liaison étroite avec le Tibet, l’Himalaya et la Malaisie. À l’est se trouve le plateau de Shan, constitué de terrains métamorphiques prolongeant ceux du Tibet. Dans le nord de la Birmanie, une série sédimentaire monte du Cambrien au Quaternaire. Les chaînes birmanes s’allongent à l’ouest et comprennent les unités suivantes: la fosse orientale remplie de sédiments allant du Crétacé terminal au Pliocène et faiblement plissée avant le Quaternaire; le géanticlinal du Pegu-Yoma, fortement volcanisé depuis le Pliocène; la fosse occidentale tertiaire précédant la chaîne de l’Arakan Yoma, caractérisée par des anomalies négatives de la pesanteur, plissée surtout au Miocène et faillée au Pliocène; enfin la fosse de l’Arakan Yoma, avec des sédiments pétrolifères éocènes-pliocènes, qui limite le dispositif le long du bouclier indien.

Indonésie

La structure des orogènes de l’Indonésie reflète un modèle commun, à savoir une disposition arquée réalisée à partir d’un foyer orogénique, comprenant un arc interne volcanisé et un arc externe non volcanisé affecté d’anomalies négatives de la pesanteur. Celles-ci se localisent actuellement le long de la ceinture de Vening-Meinesz, qui court depuis les rivages méridionaux de Sumatra et de Java jusqu’à la partie orientale des Célèbes après avoir contourné la mer de Banda.

Orogène malais

Au Dévonien, l’Aequinoctia voit la mise en place du géosynclinal d’Anambas orienté nord-ouest-sud-est. À partir de celui-ci, les phénomènes orogéniques vont migrer asymétriquement vers le sud-ouest et le nord-est. Des épanchements ophiolitiques s’y produisent. Au Permo-Carbonifère, un géanticlinal apparaît bordé par deux fosses, l’occidentale s’étendant jusqu’au rivage de Sumatra, l’orientale plus étroite et affectée d’un volcanisme basaltique. Au Permo-Trias, les fosses se plissent et émergent, tandis que de nouvelles fosses se forment à l’extérieur; des granites et des tonalités se mettent en place dans les rides. Dans les zones surélevées, le Trias supérieur est discordant; ailleurs, les calcaires, schistes et tufs du Trias reposent normalement sur les tufs permiens. Après une période d’enfoncement des fosses et d’érosion des montagnes, le Trias supérieur voit une nouvelle activité magmatique. Au Jurassique, les secteurs déjà déformés sont largement soulevés, plissés, volcanisés et granitisés à nouveau; des nappes chevauchent vers le sud-ouest au sein de l’arc externe qui se forme.

Orogène de Sumatra

Du Crétacé au Tertiaire, l’avant-fosse sud migre vers l’extérieur depuis le nord du Sumatra jusqu’à l’océan Indien. Au Crétacé et au Paléogène, un nouvel arc volcanisé (laves pacifiques) s’érige à Sumatra, suivi par un nouvel arc externe, au Tertiaire (sud-ouest de l’île). Il faut noter la formation de chevauchements au Crétacé moyen et l’apparition de granites au Crétacé supérieur.

Orogène de la Sonde

Sur l’arc externe précédent s’édifie, au Tertiaire supérieur-Quaternaire, un arc externe volcanisé, suivi par un arc externe non volcanisé qui pointe dans les îles au sud-ouest de Sumatra.

Au nord-est des îles Anambas, les orogènes de Semitau et de Sarawak se forment à Bornéo, respectivement au Tertiaire et au Quaternaire. Ainsi à la fin de ces orogenèses successives, un nouveau continent plus ou moins submergé de 800 kilomètres de diamètre s’est réalisé à partir du foyer d’Anambas.

Orogène des Moluques-Célèbes

Plus à l’est, un dispositif analogue s’est développé autour du foyer de la mer de Banda. Au Paléozoïque, un étroit géosynclinal s’y est mis en place pour se plisser au Permien, donnant un géanticlinal volcanisé bordé par deux fosses. Au Trias, celles-ci se plissent en donnant des géanticlinaux non volcaniques, bordés à l’extérieur par de nouvelles avant-fosses où se déposent des flyschs. Au Trias, le volcanisme apparaît sur les géanticlinaux, pour cesser au Crétacé qui voit s’étendre les avant-fosses. Au Paléogène, les géanticlinaux émergent, tandis que des avant-fosses surgit, à l’intérieur, un arc qui se volcanise au Néogène, puis un arc externe non volcanique. Du Crétacé au Néogène, des charriages se produisent sur le bord interne des avant-fosses. On notera que la partie centrale du dispositif est effondrée sous la mer depuis le Trias.

Cette disposition se poursuit vers le nord après avoir décrit une boucle autour d’un élément d’avant-pays occupant la région des îles Soela.

Orogène des Philippines

L’arc volcanisé des Célèbes se prolonge dans les Philippines bordées à l’est par l’arc externe de Samar. Dans la partie occidentale des Philippines s’étend un double système d’arcs (Luçon) formant le raccord avec Bornéo, l’arc volcanisé se trouvant à l’est, l’arc externe à l’ouest. L’arc volcanique oriental conflue avec celui des Célèbes dans Mindanao, tandis que l’occidental s’y accole dans Luçon. Le dispositif précédent montre qu’ici l’avant-pays est constitué par le bassin de la mer de Chine méridionale à l’ouest et le bassin philippin à l’est, un foyer orogénique se trouvant dans la partie nord du détroit de Macassar. L’orogenèse a commencé au Crétacé supérieur, a atteint son paroxysme à l’Oligocène et a été reprise au Miocène puis a subi un volcanisme plio-quaternaire.

Asie antérieure

Utilisé par les orientalistes modernes pour désigner le Proche-Orient ancien et les civilisations qui y ont pris naissance, le terme «Asie antérieure» s’étend géographiquement aux régions d’Asie Mineure, de Caucasie, d’Arménie, d’Iran, de Syrie (lato sensu ) et d’Arabie. La littérature géologique emploie fréquemment le terme «Moyen-Orient», approximativement équivalent, mais mal défini.

On ne traitera que de l’Asie Mineure ou Anatolie (d’après des notes de H. N. Pamir, 1967), et de la péninsule Arabique. L’Anatolie est de structure complexe; un coup d’œil sur une carte d’atlas suffit à convaincre qu’elle fait partie du domaine des chaînes alpines. La péninsule Arabique est une parcelle détachée du bouclier africain.

Anatolie

L’Anatolie s’étend d’ouest en est, entre la mer Noire d’une part, la Méditerranée et une ligne continue de chevauchement du Taurus oriental méridional sur la plate-forme syrienne d’autre part; sa largeur atteint 650 kilomètres (cf. carte de l’Asie antérieure).

L’Anatolie a été plissée vers le milieu du Cénozoïque. Cependant des Déformations multiples l’ont affectée dès le Paléogène et le Mésozoïque, et souvent les plissements alpins ont remanié des noyaux anciens. Elle est aussi profondément marquée par la tectonique cassante de la fin du Cénozoïque, dont l’un des effets les plus spectaculaires fut l’ennoyage de la région de l’Égée. De cette structure extrêmement complexe de l’Anatolie, un essai de synthèse a été donné par P. Arni (1939), puis repris et nuancé par M. Blumenthal (1946), N. Egeran (1947), E. Lahn et N. Pinar (1955), H. N. Pamir (1960) et I. Ketin (1960-1961). L’Anatolie est divisée en zones longitudinales: Pontides au nord, Anatolides au centre, Taurides et Iranides au sud, enfin zone des plis bordiers sur la marge de la plate-forme syrienne. Cependant, seules les Taurides constituent une chaîne montagneuse, et les Pontides n’en représentent nullement une réplique au-delà de la zone centrale des Anatolides.

Les Taurides , chaîne à prédominance calcaire, enveloppent au sud les massifs du Menderes et de Kirsehir et se prolongent en Anatolie orientale, en laissant au sud les massifs métamorphiques de Puturge et de Bitlis.

Elles sont caractérisées par une évolution géosynclinale, qui a débuté peut-être au Paléozoïque et s’est poursuivie jusqu’à la fin du Mésozoïque.

Les mouvements antéhercyniens n’y sont pas connus. Le Dévonien, par la vérité et la puissance de ses sédiments, évoque le comblement d’une fosse géosynclinale: les schistes argileux de sa base sont suivis de calcaires néritiques, parfois récifaux. Le Carbonifère est intimement lié au faciès schisto-gréseux du Dévonien supérieur. Les mouvements hercyniens se marquent par un métamorphisme plus prononcé des formations antépermiennes, une lacune du Carbonifère supérieur et une discordance à la base des calcaires permiens. Des terrains épimétamorphiques pointent à la base des Taurides dans la région d’Alanya, le long de la côte méditerranéenne, et dans le Sultan Da face="EU Caron" ギ au nord. La continuité du faciès calcaire du Permien vers le Trias est souvent frappante et ce faciès persiste, parfois continu, jusqu’à la fin du Crétacé: des subdivisions sont difficiles à y établir. Localement le calcaire a un équivalent schisto-radiolaritique lié à la mise en place de roches ultrabasiques, cela aux niveaux du Jurassique supérieur, du Crétacé inférieur ou du Crétacé terminal. La faible extension de l’Éocène dans les Taurides s’explique par une émersion partielle ou par l’érosion oligocène.

Par Iranides est désigné le prolongement, dans le sud-est de l’Anatolie, d’une zone structurale iranienne caractérisée par la présence de roches ultrabasiques et de radiolarites et par une structure en écailles extrêmement complexe. Les massifs métamorphiques de Bitlis et de Puturge leur sont rattachés, ainsi que la zone des écailles s’étendant de Féthiyé à Mu face="EU Caron" ギla, sur la côte de l’Anatolie.

La zone des plis bordiers se rattache au Nord Syrien. Le Crétacé terminal et le Paléogène y ont un important développement, tandis que les fosses mollassiques y apparaissent particulièrement exiguës. Le plissement date de la fin du Miocène, de la fin du Pliocène et du Pléistocène.

Les Anatolides s’étendent au nord du Taurus calcaire, jusqu’à la cicatrice nord-anatolienne , et les Pontides , entre cette cicatrice et la mer Noire.

La largeur des Anatolides est due à la présence de noyaux anciens, non formellement datés, peut-être précambriens, ou calédoniens, tel le massif de Menderes, large dôme brisé, formé par une succession de 5 à 10 000 mètres, soit de bas en haut:

– gneiss œillés et migmatites;

– micaschistes à biotite et grenats;

– schistes à séricite et chlorite;

– calcaires cristallins, permo-carbonifères
et mésozoïques.

Des terrains épimétamorphiques, non datés, pointent à la faveur de plis de fond dans les massifs de Kirsehir, Tokat, Bolu, Ilgaz, etc.

Aucune trace d’orogenèse calédonienne n’a été relevée; par contre, l’orogenèse hercynienne est nettement marquée: les plis hercyniens se sont moulés sur les massifs cristallins. Dans la région égéenne, puis à Kocaeli et vers l’est, l’Ordovicien et le Silurien ne sont pas métamorphiques, et le Dévonien est concordant. Près d’Istanbul, le Trias repose en discordance sur le Dévonien; il est largement ondulé, beaucoup moins plissé que son substratum.

Les plissements hercyniens ont rattaché le domaine des Anatolides et des Pontides à la marge du continent pontique, de sorte que le Mésozoïque est essentiellement néritique, peu épais et lacunaire. Des structures faillées, germano-types, laissent la place à des fosses ouest-est qui, au Lias, se remplissent de grès et de conglomérats reposant à même le Paléozoïque. La mer éocène a largement transgressé sur l’Anatolie intérieure et orientale, tandis qu’au Néogène l’Anatolie centrale et occidentale était recouverte de vastes nappes d’eau douce presque continues, d’un niveau probablement voisin du niveau de la mer. Le domaine des Anatolides et des Pontides a été profondément affecté par la tectonique cassante de la fin du Cénozoïque. L’accident majeur est la cicatrice nord-anatolienne bien connue, entre le cours inférieur du Kizil Irmak et le Marma; toujours active, elle est à l’origine des plus dangereux séismes. Un volcanisme andésitique et basaltique important a accompagné la phase finale de l’évolution structurale.

Ainsi, seules les Taurides présentent les témoins d’une évolution géosynclinale au Mésozoïque. Les Anatolides et les Pontides font pourtant également partie du domaine alpin: elles ont été, au Mésozoïque, des zones mobiles. Le trait qui, de la façon la plus évidente, caractérise l’Anatolie comme zone alpine est la présence de toute son étendue, des roches ophiolitiques, mises en place surtout au Crétacé terminal: elles indiquent une structure profonde particulière, non encore définie, mais caractéristique.

La division de l’Anatolie en Pontides, Anatolides, Taurides et Iranides décrite ci-dessus représentait un schéma provisoire. La nouvelle carte géologique de la Turquie au 1/500 000 éditée dans les années 1961-1964 et les nombreuses études de détail accomplies ces dernières années conduisent aujourd’hui à des vues nouvelles, qui n’ont cependant pas encore donné lieu à un exposé de synthèse.

Péninsule Arabique

La péninsule Arabique est une vaste plate-forme, à socle précambrien surmonté de sédiments non métamorphiques, allant du Cambrien moyen au Pléistocène; des laves crétacées et cénozoïques y couvrent de larges étendues.

Le socle

Dans une large aire longeant la mer Rouge affleurent des terrains précambriens (Précambrien A et B). Ils prennent un relief particulier au-dessus des côtes de la mer Rouge, tandis que vers l’intérieur, ils forment un môle plat de 1 500 m 1 000 m d’altitude. En Jordanie, ces terrains plongent sous des grès cambriens moyens, qui les recouvrent en discordance. Le Précambrien réapparaît en affleurements exigus à proximité du Taurus, encore recouvert par du Cambrien moyen discordant. Aucune discordance semblable n’étant connue au sein de la série sédimentaire sus-jacente, on peut considérer le Précambrien comme formant le socle de la péninsule Arabique.

Le socle s’étend au nord et au nord-est jusqu’aux lignes de chevauchements du Taurus et du haut Zagros (main thrust line ); ailleurs, il est délimité par des mers. Par contre le golfe Persique ou golfe Arabe, de faible profondeur, se situe sur la plate-forme Arabique.

Une esquisse de la position présumée de la surface du socle sous le sédimentaire, exprimée par des courbes de niveau équidistantes de 2 000 m (cf. carte), montre des formes extrêmement douces. Dans la partie centrale de la péninsule, elle plonge régulièrement vers le golfe Persique, vers le nord-est. Dans le sud-est, elle s’infléchit en un large synclinal au-dessous du désert sableux du Rub al-Khali; puis elle reprend du relief d’une part dans l’Hadramawt (le socle affleure à Mirbat), d’autre part dans l’Oman. La surface est plus tourmentée dans le nord de la péninsule, en Syrie, et cette partie peut être distinguée comme plate-forme syrienne: le socle y est plus près de la surface que dans le bassin du golfe Persique; de sud-est-nord-ouest dans ce bassin, les axes structuraux s’infléchissent vers l’ouest dans la région de Mossoul, puis vers le sud-ouest à l’approche de la Méditerranée. La marge méditerranéenne de la plate-forme Arabique est coupée par les failles du golfe d’Akaba et de la mer Morte et leurs prolongements. Ce découpage a permis la montée d’une chaîne de massifs de style très particulier, tenant autant du horst que du pli de fond.

La couverture sédimentaire

Sa disposition, fort complexe dans le détail et très étudiée, est résumée ici par une coupe allant d’Akaba vers le Nord, le long du plateau transjordanien, puis au-delà. Au nord d’Akaba, le socle s’enfonce insensiblement sous 1 000 m de grès de Nubie, continentaux et marins, cambriens, ordoviciens et siluriens, au-dessus desquels suivent 200 m de grès marins jurassiques supérieurs-crétacés inférieurs, puis les calcaires cénomaniens à campaniens, transgressifs. Vers l’est et vers le nord, la lacune entre les grès paléozoïques et jurassiques-crétacés s’amenuise, et, vers le nord, s’insèrent dans les grès des interdigitations de calcaires cambriens moyens, puis triasiques, puis jurassiques. Les calcaires jurassiques reparaissent au cœur des massifs libano-syriens; leur enveloppe est crétacée.

Une phase orogénique se manifeste à la limite Jurassique-Crétacé et l’émersion des massifs a commencé vers la fin du Crétacé. À l’Éocène, la mer recouvrait complètement la Syrie intérieure. Mais au Néogène elle est confinée à la périphérie nord et nord-est de la péninsule Arabique: la communication entre la Méditerranée et l’océan Indien s’est trouvée coupée; il s’est formé un long golfe mésopotamien où se sont déposées successivement les séries gypso-salifères des Lower Fars, détritiques des Upper Fars et torrentielles des Bakhtiari. Le golfe persique actuel représente le résidu de ce golfe.

En Arabie centrale, à l’ouest de Riyad, le socle est directement recouvert par le Permien supérieur, base des séries à prédominance calcaire. Le djabal Tuwayk encadre de ses falaises calcaires du Jurassique supérieur l’aire d’affleurement du socle. Le Crétacé supérieur est transgressif et discordant. Au Hadramawt, le Jurassique et le Crétacé transgressent sur le socle.

Dans le bas golfe Persique, des dômes de sel provenant de la base du sédimentaire percent et ramènent en surface des matériaux cambriens.

L’Oman occupe une place à part dans la péninsule; il semble bien faire partie de la plate-forme Arabique, mais de nombreux géologues le considèrent comme un rameau alpin, en raison de ses puissants massifs de roches vertes et de sa structure particulière.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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