Article | 13/06/2022

Introduction à la géologie et à la géodynamique de la Mongolie

13/06/2022

Michel Detay

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS de Lyon

Olivier Dequincey

ENS de Lyon / DGESCO

Résumé

La ceinture orogénique d'Asie centrale vue au travers de l'histoire géologique de la Mongolie. Orogenèses successives, collages, terranes, sédimentation, volcanisme, contextes géodynamiques anciens et actuel.


Cet article est une introduction générale au contexte régional de la géologie mongole pour replacer dans leur contexte et mieux profiter d'articles courts, d’images de la semaine à venir, consacrés à des structures et sites remarquables de Mongolie. La première de ces “images de la semaine”, consacrée à une extraordinaire forêt pétrifiée est d’ailleurs mise en ligne cette semaine.

La Mongolie présente une histoire géologique complexe caractérisée par des orogenèses successives et la formation de masse continentale par assemblage de cratons, de microcontinents et le supercollage de nombreux terranes. On y retrouve tous les témoins des différentes étapes de la convergence de plaques, depuis des soulèvements régionaux, aux mises en place de nappes de charriage, aux chaines de montagnes de subduction, d'obduction et de collision, mais aussi de tout ce qui découle de l'érosion, de l'affaissement et de la pénéplanation des reliefs. Cette histoire géologique explique les richesses minéralogiques de ce pays que l'on surnomme « le coffre-fort de l'Asie » tant les ressources minérales y sont considérables. Tous ces assemblages renferment d'importants gisements d'or, de cuivre-molybdène, de plomb-zinc et d'autres gisements importants, de classe mondiale, mis en place de la fin du Protérozoïque au début du Mésozoïque. La Mongolie attire ainsi de nombreuses convoitises dans un contexte géopolitique incertain caractérisé par des besoins chinois en matières premières considérables et une Russie expansionniste.

La reconstitution de l'histoire géologique de la Mongolie reste encore aujourd'hui un sujet difficile et très controversé qui doit être étudié dans le mégacontexte de la mise en place de la ceinture orogénique d'Asie Centrale. La suite d'évènements responsables de la mise en place des différentes unités géologiques commence tout juste à être décryptée et remise en perspective grâce au paradigme de la tectonique globale. Comme vous le verrez, il ne se dégage pas vraiment de consensus entre les différents chercheurs. La reconstitution historique fait encore l'objet de nombreux débats et interprétations dans le détail. Nous présentons ici une synthèse des grandes idées structurantes. L'objectif de cette introduction n'est donc pas de vous proposer une vision stabilisée et définitive, mais plutôt de vous accompagner dans les différentes étapes de sa conceptualisation, de la géologie de terrain au concept de terranes puis à leur imbrication dans la tectonique globale de cette région du monde qui constitue un important laboratoire naturel pour l'analyse de la tectonique d'accrétion et de la croissance crustale. Une bibliographie abondante vous permettra d'approfondir les principaux sujets et controverses.

Les découvreurs

Ce territoire est resté longtemps fermé et l'apanage des géologues russes (J. Deniker, 1897 [13]). Quelques expéditions étrangères y ont été autorisées : celle de Roy Chapman Andrews, 1919-1930, est la plus célèbre ; de 1925 à 1932, des expéditions géologiques menées par l'Académie des sciences de l'URSS en Mongolie ont été menées par I.P. Rachkovskii.

Alexander von Humboldt (1769-1859) et N.M. Prewalskii (1871-1873) ont effectué la première reconnaissance géologique. Les géologues russes ont été actifs avant et après la Première Guerre mondiale, jusque dans la période soviétique, menant des expéditions dans le désert de Gobi. Les expéditions russes d'exploration géologique de 1932 à 1937 ont découvert de nombreuses ressources minérales dont du molybdène, du tungstène, de l'étain, du pétrole, du fer, du charbon, des évaporites et de la fluorine, suivies par les activités de l'expédition paléontologique polono-mongole de 1946 à 1949. Mongolneft, une compagnie pétrolière d'État, est lancée en 1948. Le service de prospection géologique (rebaptisé ministère de la géologie en 1961) est créé en 1957.



Le drapeau des expéditions de R.C. Andrews (expédition de 1920, Central Asiatic Expeditions to the Gobi Desert)

Figure 3. Le drapeau des expéditions de R.C. Andrews (expédition de 1920, Central Asiatic Expeditions to the Gobi Desert)

Ce drapeau était sur le véhicule de tête (figure 2). Il est exposé au Museum of Natural History de NYC.


Exploration à Togrogiin Shiree (Omnogov Aimag), septembre 1969

Figure 8. Exploration à Togrogiin Shiree (Omnogov Aimag), septembre 1969

De gauche à droite : M. Bragin, A. Tchangtoomoor, P. Chudinov, G. Namsray, N. Radkevich, A. Ponomarenko, A.Perle, I. Luk'yanov, P. Narmandakh et R. Barsbold.




Les plus importants travaux sur le terrain sont ceux de Vosnezenskii et Dorogostaiskii (1914) et Vosnezenskii (1961) qui ont cartographié, dès 1905, les séismes de Tsetserleg et Bolnaï, les travaux de Florensov et Solonenko (1963) pour le séisme du Gobi-Alta et ceux de Khilko et al. (1985 [28]) qui ont fait une synthèse des déformations connues en Mongolie complétant les deux études précédentes. Des travaux à distance ont été menés, soit en utilisant les données sismologiques (Okal, 1976 [46] et Okal, 1977 [47]) soit à l'aide d'images satellitaires LANDSATMSS. La déformation en Mongolie et dans le rift du Baïkal est attribuée, par Tapponnier et Molnar (1979 [59]), à la collision Inde-Asie, alors que Zorin et al. (1990 [80]) y voient l'influence d'une remontée mantellique antérieure au front de compression issu de cette collision. Le débat reste d'actualité et nous verrons les implications de chacune de ces deux théories sur les déformations en Mongolie.

Récemment les Tchèques (P. Hanzl et al., 2019 [21]) et Japonais ont mené des expéditions paléontologiques, mais aujourd'hui le territoire est sous une influence forte des Chinois qui s'intéressent aux ressources minérales. La plupart des travaux sont consacrés à des gisements de matières premières et ce n'est que grâce à la théorie de la tectonique globale que l'histoire géologique de la Mongolie a pu être mise en perspective.

La ceinture orogénique d'Asie centrale (CAOB)

La Mongolie s'inscrit dans un ensemble structural encore plus grand : la ceinture orogénique d'Asie centrale (Central Asian Orogenic Belt, CAOB) ou ceinture plissée d'Asie centrale, également connue sous le nom d'Altaïdes. Cette mégastructure est bordée par les cratons d'Europe de l'Est (Baltica) et de Sibérie, respectivement à l'Ouest et au Nord-Est, et par les cratons du Tarim et de la Chine du Nord (chaine du Tian Shan et suture de Solonker) au Sud (Figure 11). Ce domaine, d'environ 9 millions de km2, s'étend d'Ouest en Est depuis la chaine de l'Oural jusqu'en Mer d'Okhotsk en Sibérie orientale. La Mongolie en occupe une position centrale.

La CAOB se compose de nombreux ensembles structuraux accrétés à partir d'arcs insulaires, d'ophiolites, d'iles océaniques, de monts sous-marins, de prismes d'accrétion, de plateaux océaniques et de bassins d'avant et d'arrière-arc, et de microcontinents… La CAOB est le produit d'une évolution complexe s'étalant sur plus de 800 Ma depuis le Mésoprotérozoïque jusqu'à la fin du Paléozoïque.

Carte tectonique schématique de la CAOB (Central Asian Orogenic Belt, ceinture orogénique d'Asie centrale)

Figure 11. Carte tectonique schématique de la CAOB (Central Asian Orogenic Belt, ceinture orogénique d'Asie centrale)

En bleu, les zones contenant des terrains d'origine océanique identifiés comme provenant de la paléo-Téthys.


Depuis la fin des années 1990, plusieurs types de modèles ont été proposés pour rentre compte de la formation de la CAOB. Comme d'autres orogènes d'accrétion majeure, elle se compose de :

  • la subduction de la lithosphère océanique du domaine paléo-Pacifique sous la marge orientale du continent eurasiatique ;
  • des systèmes d'arc insulaire, d'avant-arc et d'arrière-arc, ophiolites largement démembrées, plateaux océaniques, coins d'accrétion ;
  • des blocs de croute continentale plus ancienne (socle), dont l'âge va de l'Archéen au Néoprotérozoïque ;
  • l'effondrement gravitaire d'une croute antérieurement surépaissie lors d'une orogenèse ;
  • granite synorogénique et roches métamorphiques dont les roches métamorphiques HP-UHP exhumées ;
  • bassins sédimentaires clastiques ;
  • granitoïdes post-collisionnels du Permien et suites ignées intraplaques. Les zones de cisaillement à grande échelle du Paléozoïque tardif suivent le grain orogénique ;
  • la délamination d'une partie de la lithosphère en Chine orientale ;
  • l'influence probable d'un panache mantellique.

Il subsiste encore de nombreuses interrogations quant à l'évolution tectono-magmatique de la CAOB. Le problème du pourcentage de croute juvénile par rapport à la croute recyclée est l'un des sujets centraux. D'une part, la CAOB est considérée comme le site le plus important de formation de croute juvénile depuis le Néoprotérozoïque, car au cours de sa fusion, qui impliquait des terrains d'origines géodynamiques différentes recouverts d'unités magmatiques, des quantités massives de magmas granitiques ont été générées avec du Nd isotopique juvénile. La systématique isotopique Nd-Sr des roches granitoïdes en Asie centrale (Jahn, 2004 [27]) impliquerait que plus de 50 % de la croute est juvénile, c'est-à-dire qu'elle provient de la fonte de sources mantelliques appauvries et implique donc une croissance de la croute exceptionnellement élevée. Kröner (2007 [35]) pense que la croissance continentale dans la CAOB a été surestimée, car ce modèle comprend une grande quantité de roches granitoïdes mésozoïques qui ne sont pas liées à l'évolution orogénique de la CAOB, mais sont maintenant principalement expliquées par l'activité d'un panache mantellique (Kovalenko et al., 2002 [31]).

Différents modèles tectoniques ont été invoqués pour expliquer l'origine de la CAOB. Certains auteurs considèrent qu'elle a été formée par l'accrétion d'arcs cambriens, ordoviciens et dévono-carbonifères, d'arrière-arcs, de coins d'accrétion et de couverture méso-cénozoïque. Un autre point de vue suggère que la CAOB provient du collage de microcontinents et d'arcs océaniques qui sont entrés en collision les uns avec les autres et se sont finalement accumulés dans les cratons de Sibérie, du Tarim et du Nord de la Chine. Cette analyse correspond aux modèles de collision continentale et de collision arc-continent. À l'instar du style actuel d'accrétion du Sud-Ouest du Pacifique qui peut être considérée comme un mécanisme majeur de la construction continentale (orogène) à grande échelle. La CAOB, selon Safonova et al. (2016 [53]), est une ceinture de type Pacifique constituée de nombreuses occurrences de complexes d'accrétion, d'arcs intraocéaniques et d'unités stratigraphiques constituées de plaques océaniques, et de ceintures de schistes bleus dérivées de MORB-OIB.

Şengör et al., (1993 [56]), d'autre part, ont proposé un seul modèle d'arc intraocéanique pour l'évolution de la CAOB. Ce modèle considère la CAOB comme une chaine à l'origine unique et longue comprenant des systèmes d'arcs insulaires intraocéaniques du Paléozoïque et des bassins d'arrière-arc produits par des processus de subduction-accrétion continus. Une variante voudrait que les Altaïdes proviennent du collage orogénique de roches néoprotérozoïques-paléozoïques constituées de trois arcs magmatiques du Néoprotérozoïque et du Paléozoïque inférieur à courbure orocline, séparés par des sutures de leurs anciens bassins d'arrière-arc, qui ont été soudés par de nouvelles générations d'arcs magmatiques superposés. De plus, les roches magmatiques liées à un panache mantellique néoprotérozoïque au Cénozoïque se sont superposées aux fragments accrétés.

Collages et supercollages : géodynamique de la CAOB

La structure générale de la ceinture orogénique d'Asie centrale (CAOB) forme un supercollage qui peut être divisé en trois grands collages (Xiao et al., 2015 [73]). On y trouve d'Est en Ouest (Figure 12) :

  • le collage du Kazakhstan ;
  • le collage Est-Mongolie. Séparé du collage occidental de la Mongolie par la zone de faille géante d'Erquis. Une grande partie de ces deux domaines est dominée par des fragments océaniques accrétés représentés par des biseaux d'accrétion, des arcs insulaires et des arcs dorsaux connexes. L'abondance d'ophiolites d'âge protérozoïque supérieur à paléozoïque inférieur a conduit à penser que l'océan paléo-asiatique était un précurseur de la CAOB ;
  • le collage Tarim-Chine du Nord (localisé en Chine et au Kyrgystan et formant les monts du Tienshan). Séparé des blocs au Sud (Chine) par la suture de Solonker.

ll existe un large consensus sur le fait que la zone de suture de Solonker marque la fermeture définitive de l'océan paléo-asiatique, qui a conduit à la formation du segment oriental de la ceinture orogénique d'Asie centrale.

Mongolie : territoire et géographie physique

La Mongolie est située en Asie centrale entre 52°06 et 41°35 de latitude Nord et 87°47 et 119°57 de longitude Est. Le pays s'étend sur environ 800 km du Nord au Sud et 2 000 km d'Ouest en Est. Sa superficie est de 1 564 000 km², (environ trois fois la surface de la France). La longueur de ses frontières est de 8 158 km dont 3 485 sont partagés avec la Russie (au Nord) et 4 673 avec la République Populaire de Chine.


La Mongolie se trouve à une altitude moyenne de 1 500 mètres. Les sommets de ses massifs dépassent 3 000 m voire 4 000 m localement. Les altitudes diminuent globalement de l'Ouest vers l'Est (Figure 13).

La Mongolie possède trois grands ensembles montagneux :

  • Le massif de l'Altaï à l'Ouest, long de 1 500 km, dont le point culminant, la montagne Khuïten, est à 4 374 m d'altitude. Ce massif se prolonge vers l'Est par la chaine du Gobi-Altaï.
  • Le massif du Hangaï, au centre, qui s'étend sur environ 600 km d'Est en Ouest et 300 km du Nord au Sud. Son point culminant est le mont Otgontenger (4 021 m).
  • Les monts Sayan (ou Saïan), qui dominent au Nord-Ouest du pays.

Les bassins sédimentaires sont localisés dans la « dépression des grands lacs » qui se prolonge vers l'Est par la « vallée des lacs ». Leur longueur dépasse 1 200 km, leur largeur varie de quelques dizaines de kilomètres dans la vallée des lacs à 200 km au niveau du lac Uvs (Figure 14).

Principaux reliefs et repères géographiques de Mongolie

Carte géologique de la Mongolie

La Mongolie est un constituée d'un socle relativement jeune qui s'est formé à partir de roches très anciennes héritées d'océans et de paléocontinents aujourd'hui disparus. En effet, le socle est interprété comme provenant du supercollage de différents ensembles tectono-stratigraphiques (“terranes”).

L'ouverture politique relativement récente du pays, les difficultés d'accès et la complexité des terrains rendent les interprétations complexes d'autant que même les datations géochimiques demandent à être interprétées soigneusement, car les différents terranes ont été souvent remobilisés par un métamorphisme ancien ce qui complique considérablement les modèles géochimiques et les interprétations.

Le linéament principal de Mongolie

Une limite structurale majeure dénommée le linéament principal de Mongolie (Main Mongolian Lineament, MML) délimite deux domaines d'accrétion (cf. Fig. 15). Le MML est interprété comme une limite de plaques majeure formée au Paléozoïque supérieur, sous laquelle une partie de la croute océanique de la Paléotéthys aurait été subduite vers le nord. Le MML sépare les formations calédoniennes[1] et hercyniennes en Mongolie. Le MML représente une ceinture ophiolitique du Dévonien-Carbonifère qui sépare des provinces crustales aux caractéristiques isotopiques différentes. Le domaine Nord appartient à l'orogenèse calédonienne avec des reliques de blocs précambriens et des arcs volcaniques du Paléozoïque précoce, tandis que le domaine Sud-Est est interprété comme provenant de l'orogenèse varisque (ou hercynienne) comprenant des sédiments volcaniques et volcanoclastiques liés à l'arc paléozoïque précoce à moyen. Le MML signe, tout le long de toute la bordure Sud et Est du craton sibérien, une zone de subduction océanique (océan Mongol-Okhotsk), associée à un arc insulaire, active pendant tout le Paléozoïque.

Au Nord du MML, on retrouve le socle le plus ancien composé de structures du Néoprotérozoïque et du Paléozoïque inférieur (orogenèse calédonienne), y compris un fragment cratonique de roches du Précambrien, et une série de séquences d'arrière et d'avant-arc, des intrusions du Protérozoïque au Paléozoïque inférieur, des séquences de coins d'accrétion et des ophiolites du Néoprotérozoïque supérieur (Vendien) au Cambrien inférieur. D'après les différentes reconstitutions, pendant le cycle calédonien, l'Altaï est coincé entre deux subductions, l'une à l'Est (océan Mongol-Okhotsk) et l'autre à l'Ouest (Paléotéthys), favorisant le développement de dépôts volcaniques et plutoniques. Cette structure est constituée par un ensemble d'unités s'apparentant à des arcs insulaires, des prismes d'accrétion, des marges continentales passives et actives ainsi que des portions de croute continentale. Ce domaine Nord se serait accrété avant la fin de l'Ordovicien pour former un ensemble stable.

Le socle du domaine situé au Sud du MML est constitué de roches volcaniques d'arc insulaire du Dévonien au Carbonifère, mais comprend également des roches volcaniques sporadiques de l'Ordovicien et du Silurien, ainsi que des roches sédimentaires de l'Ordovicien au Carbonifère, et est recoupé par de volumineux granitoïdes du Permien-Carbonifère dans le Sud.

Carte géologique simplifiée de la Mongolie

Ensembles tectonostratigraphiques et concept de “terrane”

Un premier décryptage de la géologie mongole s'est fait en identifiant des ensembles tectonostratigraphiques dénommés “terranes”. Ces objets géologiques représentent un morceau de croute (océanique ou continentale) qui s'est détaché d'une plaque tectonique puis s'est accrété ou suturé sur une plateforme continentale ou un craton appartenant à une autre plaque tectonique. Un terrane a ainsi une histoire géologique différente de celle des formations environnantes. Au sens large, un terrane peut être assimilé à un microcontinent bien que ce ne soit pas nécessairement toujours le cas. Il peut également s'agir de matériaux apportés par subduction.

Lorsque les terranes proviennent d'événements d'accrétion répétés, et sont donc composés de sous-unités avec une histoire et une structure distinctes, ils peuvent prendre le nom de superterranes. La tectonique des plaques a modifié au fil du temps les terranes pour aboutir, en Mongolie, à un supercollage complexe.

Un certain nombre d'ensembles tectonostratigraphiques (terranes) ont été identifiés sur le terrain. Des travaux récents en Mongolie montrent l'existence d'au moins 44 terranes accrétés (Sengor et Natal'in, 1996 [55] ; Badarch et al., 2002 [3]). La cartographie de reconnaissance et la description des sections stratigraphiques de chaque terrane s'inscrivent dans de nombreux contextes tectoniques, notamment des microcratons, des arcs insulaires, des arcs de marge continentale, des régimes d'avant-arc/arrière-arc, des complexes d'accrétion et des ophiolites. Les arcs, les ophiolites et les complexes d'accrétion semblent s'être accrétés autour d'un petit craton précambrien dans la région de Hangay, au Nord de la Mongolie. Les roches les plus anciennes de tous les terranes mongols (à l'exclusion de leur socle) semblent être néoprotérozoïques. Comme dans la plupart des orogènes d'accrétion, la chronologie et la répartition spatiale de l'accrétion sont complexes et ne suivent pas un ordre simple à partir du craton précambrien. Les âges finaux d'accrétion sont principalement le Cambro-Ordovicien, le Dévonien et le Permien supérieur, avec un âge moyen d'accrétion d'environ 380 Ma (Condie, 2007 [10]).

Carte des 44 principaux terranes mongols

Badarch et al. (2002 [3]) ont proposé une carte tectonique des terranes de la Mongolie (Figure 16) distinguant 44 terranes paléozoïques de types variés : terrane cratonique, arc insulaire, marge continentale active, coin d'accrétion, marge continentale passive, ophiolite, terrane métamorphique et complexes de chevauchement. Notons qu'une carte similaire avec 35 terranes a été proposée par Tomurtogoo et al. en 2000.

Badarch et al. (2002 [3]) distinguent :

  • 7 terranes cratoniques (5 au Nord, 2 au Sud) qui sont composés de complexes métamorphiques du Protérozoïque et de roches métasédimentaires et volcaniques du Néoprotérozoïque. Ces roches témoignent de la présence d'un domaine océanique (l'océan Paléo-asiatique) au Sud de la marge Sud du craton sibérien. L'existence de ce domaine océanique est confirmée par la présence de roches liées à une dynamique de subduction, dès le Néoprotérozoïque, le long de la marge Sud du craton sibérien.
  • 11 terranes d'arc insulaire constitués d'ophiolites et de roches volcaniques et volcanoclastiques tholéiitiques à calco-alcalines recoupées par des plutons de diorite et de granodiorite.
  • 8 terranes du bassin arrière-arc / avant-arc qui contiennent une succession volcanoclastique et sédimentaire du Paléozoïque inférieur et des mélanges de roches ultramafiques et volcaniques.
  • 7 terranes de type coin d'accrétion représentés par des ceintures linéaires étroites de roches métamorphisées hautement déformées contenant des mélanges, des couches de chevauchement, des éclats de serpentinite, du gabbro, des fragments de roches ophiolitiques et des schistes métamorphisés à haute pression.
  • 2 terranes de marge continentale passive comprenant des séquences de carbonate-quartzite du plateau néoprotérozoïque-paléozoïque inférieur et des sédiments marins profonds recouverts de roches volcaniques et sédimentaires du Dévonien-Carbonifère et du Permien.
  • 3 terranes ophiolitiques qui contiennent des roches ophiolitiques et des mélanges.
  • 6 terranes métamorphiques contenant des complexes métamorphiques protérozoïques et paléozoïques et des chevauchements.

La mise en perspective du collage mongole dans son acception géodynamique permet de redéfinir, sur la base des affinités mutuelles, des séquences lithologiques et des assemblages :

  1. les séquences des continents et des marges continentales du Précambrien ;
  2. les unités ophiolitiques du Protérozoïque supérieur correspondant à la zone des lacs (Figure 14) ;
  3. le coin d'accrétion sédimentaire du Paléozoïque inférieur correspondant à la zone Mongol-Altaï (Figure 18) ;
  4. les systèmes océaniques du Paléozoïque inférieur à supérieur couvrant la zone Trans-Altaï (Figure 15).

Éléments de reconstitution chronostratigraphiques et géodynamique

La Mongolie se construit du Précambrien au Mésozoïque moyen. Le collage mongol apparait être formé par un chapelet de fragments de socle et de traces d'arcs insulaires précambriens, cet ensemble prend le nom d'orogène Tuva-Mongolie. Le cœur de cette structure plissée est formé par des strates sédimentaires imbriquées du Dévonien-Carbonifère, des séries volcaniques et des ophiolites du Carbonifère coïncidant avec la zone de suture océanique Mongol-Okhotsk. Au Nord, les blocs continentaux sont rattachés au bloc sibérien par la ceinture orogénique baïkalienne du Protérozoïque supérieur au Cambrien. L'ensemble de ce domaine tectonique a été appelé calédonien[1] selon l'âge cambro-ordovicien de la déformation et du métamorphisme. À l'Ouest et au Sud-Ouest, les blocs continentaux précambriens sont bordés par des suites ophiolitiques allochtones du Protérozoïque supérieur formant la zone dite des lacs.

La zone des lacs est entourée d'un complexe volcano-sédimentaire du Paléozoïque précoce formant l'essentiel de l'Altaï mongol et chinois, appelé zone Mongol-Altaï. Ce domaine géant est affecté par le métamorphisme et le magmatisme du Dévonien au Carbonifère, reflétant ainsi l'événement orogénique hercynien dans la littérature russe. La zone Mongol-Altaï est délimitée au Sud par des unités volcaniques et volcanosédimentaires de la fin de l'Ordovicien au Dévonien-Carbonifère, appelées zone Trans-Altaï. Ces séquences volcano-sédimentaires, souvent marines peu profondes sont imbriquées avec des nappes ophiolitiques du Dévonien à l'Ordovicien, probablement pendant l'orogenèse hercynienne du Carbonifère. Cette zone de 2 000 km de long est limitée au Sud et au Sud-Est par des blocs précambriens qui constituent le socle de Gobi. Ces subdivisions tectoniques sont basées principalement sur des surimpressions structurales et métamorphiques qui ont conduit à la définition des orogènes protérozoïques baïkaliens, et paléozoïques, calédoniens et hercyniens.

Rappel des ères géologiques

Géologie historique

Comme nous l'avons vu, de nombreuses incertitudes demeurent.

  • Le ou les mécanismes constitutifs de l'orogenèse font toujours l'objet d'un vif débat au sein de la communauté scientifique internationale : accrétion d'avant-arc et flexion orocline (ou “virgation” = courbure, inflexion d'une structure de grande taille visible en carte) d'un système de subduction unique ou multiple de longue durée, ou collage de terranes ; voire une combinaison des deux ?
  • Les études sont souvent réalisées objet géologique par objet géologique (pays par pays), des corrélations comparatives des unités tectonostratigraphiques à travers la frontière Chine-Mongolie-Kazakhstan seraient nécessaires pour valider ou infirmer de nouvelles sections (terranes) et pour illustrer l'évolution tectonique des Altaïdes.
  • Plusieurs modèles conceptuels ont dominé la discussion sur l'évolution tectonique de l'orogène :

    • la flexion et le découpage oroclinal d'un seul arc Kipchak-Tuva-Mongol (Şengör et al., 1993 [56]) ;
    • l'accrétion, la collision et la suture de multiples petits arcs insulaires, microcontinents et terranes (Kröner et al., 2007 [35] ; Wakita et al., 2013 [66] ; Wilhem et al., 2012 [67]).

    Aucun de ces deux modèles n'a été appliqué de manière satisfaisante à la tectonique de la ceinture orogénique d'Asie centrale.

  • Une autre source d'incertitude est l'évolution magmatique de la CAOB, marquée par la migration des provinces magmatiques calco-alcalines et alcalines dans l'espace et le temps à travers toute la CAOB. Cela a conduit à des modèles géodynamiques contrastés comme l'accrétion de type Pacifique (Jahn et al., 2004 [27]), la subduction de rides (Sun et al., 2009 [58]) ou l'activité synorogénique de points chauds (Yarmolyuk et al., 2000 [75], 2014 [76]).
  • De nombreux développements récents dans des domaines tels que les relations structurales, la pétrochimie et la géochronologie, ainsi que les reconstructions paléogéographiques et palinspastiques (”en coupes”) basées sur des données paléomagnétiques sur la ceinture orogénique d'Asie centrale (de Jong et al., 2006 [12] ; Domeier et Torsvik, 2014 [16] ; Guy et al., 2014 [20] ; Li et al., 201 [38] ;Torsvik et Cocks, 2004 [61], 2013 [62]) ont marqué le besoin de redéfinir les cadres tectoniques des composants orogéniques.

Précambrien

Les roches intrusives les plus anciennes de Mongolie, constituant le socle, sont néoarchéennes à néoprotérozoïques et présentent deux pics d'activité plus anciens (2,65 Ga et 1,9 Ga) qui suggèrent l'implication d'une croute plus ancienne (recyclage).

Les blocs précambriens ou terranes cratoniques (Badarch et al., 2002 [3]) sont composés de complexes métamorphiques protérozoïques et de roches métasédimentaires et métavolcaniques néoprotérozoïques. Les complexes métamorphiques protérozoïques représentent un socle cristallin. Badarch et al., (2002 [3]) ont décrit sept terranes distincts, cinq terranes cratoniques (Baidrag, Zavkhan, Tarvagatai, Gargan, Ereendavaa) dans le Nord et deux (Khutag Uul, Tsagaan Uul) dans le Sud de la Mongolie (Fig. 16).

Dergunov et al. (2001 [14]) ont distingué, eux, trois microcontinents :

  • Tuva-Mongolie (Figure 19) ;
  • Zavkhan (Figure 14, terrane 8), le microcontinent de Zavhan (unité 1) contient des roches de faciès amphibolite épidote et schistes verts, y compris un dôme de granite-gneiss dont l'âge au zircon Pb-Pb est de 1868±3 Ma (Badarch et al., 2002 [3]).
  • Mongolie centrale.

Au Néoprotérozoïque, (1 Ga à 542±1 Ma), le plancher de la Paléotéthys (océan Paléo-asiatique) a commencé à être subduit vers le Nord et un arc continental s'est formé le long de la marge Sud du craton sibérien (Fig. 19a), tandis que la Mongolie du Sud était un environnement océanique. Divers terranes (ophiolites, monts sous-marins et microcontinents) ne s'enfoncent pas dans le manteau et forment un prisme d'accrétion (représenté en jaune clair sur la Figure 19). Ils ont probablement été accrétés (partiellement obduits) sur cette marge continentale active (Buslov et al., 2001 [5] ; Zhmodik et al., 2006 [77]). Ce prisme d'accrétion provient de l'accumulation de matériel sédimentaire à l'avant d'une zone de subduction. Il intègre parfois des seamounts d'origine océanique portée par la plaque plongeante. La plaque plongeante se déshydrate et des fluides hydrothermaux remontent dans le manteau et entrainent sa fusion partielle. Le magma ainsi produit participe à un plutonisme et un volcanisme actif. En bordure du craton sibérien, il devait y avoir une cordillère volcanique semblable à celle des Andes actuelles.

Sur la marge de Zavhan, une plate-forme carbonatée s'est formée au Néoprotérozoïque jusqu'au Cambrien précoce, et des diamictites glaciaires se sont déposées pendant la Terre en boule de neige (Snowball Earth) (Hoffman et al., 1998 [24]).

Le processus de subduction se poursuivant, le microcontinent Tuva-Mongol s'est amarré au craton sibérien, probablement à la fin du Néoprotérozoïque ou au début du Paléozoïque (Fig. 19b), comme le suggère la présence de la ceinture métamorphique de haut grade le long de la marge Sud du craton sibérien (Dobretsov et al., 2006 [15]). Comme conséquence de la collision, une nouvelle zone de subduction a été initiée le long de la marge méridionale du microcontinent Tuva-Mongol, et les processus de subduction-accrétion ont pu se poursuivre au Paléozoïque précoce (Fig. 19b).

Modèle tectonique de l'Altaï mongol au Paléozoïque précoce

Paléozoïque

Au début du Paléozoïque (Cambrien), le microcontinent Tuva-Mongol s'était accrété sur la Sibérie et la subduction s'achève. Le microcontinent Tuva-Mongolie entre en collision avec le craton sibérien, ce qui entraine la formation d'un orogène de type alpin. Dans le même temps, la subduction le long de sa marge méridionale se poursuit (Figure 19b). De grands volumes de matériel d'arc nouvellement formé et une petite quantité de sédiments clastiques provenant du microcontinent et de la ceinture métamorphique ont été incorporés dans le prisme d'accrétion. Avec la croissance continue du prisme d'accrétion il est probable que le recul de la fosse (roll-back où la position de l'interface de subduction se déplace vers la plaque en subduction – on dit que la fosse recule), il a pu y avoir apparition de contraintes extensives dans la plaque chevauchante qui auraient provoqué la remontée du manteau chaud de l'asthénosphère déclenchant la fusion partielle du matériel juvénile accrété pour générer des granitoïdes. Des monts sous-marins et des ophiolites ont également été accrétés sur le complexe d'accrétion pendant cette phase (Figure 19b-c). Le prisme d'accrétion est très développé et subit des intrusions importantes. Il se peut que la croute océanique se soit fissurée, entrainant la formation d'une dorsale océanique alors même que la subduction se poursuivait.

Les granites sont très présents dans la CAOB. Ce sont les produits de cet assemblage de continents. La croute continentale étant principalement formée de granites, son volume s'est accru pendant la formation de la CAOB. C'est un fait très important. La mise en place de granites dans une zone de subduction signe une accrétion continentale.

Mésozoïque

Les roches mésozoïques sont réparties principalement dans l'Est de la Mongolie. On distingue deux stades :

  • le Mésozoïque inférieur,Trias et Jurassique inférieur (230-175 ou 250-170 Ma) ;        
  • le Mésozoïque supérieur,Jurassique moyen et supérieur et Crétacé inférieur (175-135 ou 171-100 Ma).

Le magmatisme mésozoïque est associé à la ceinture Mongol-Okhotsk qui s'étend de Khangai à l'océan Pacifique sur plus de 3 000 km. L'océan Mongol-Okhotsk, branche du Paléopacifique qui existait au Paléozoïque supérieur et au Mésozoïque supérieur entre les continents sibériens et mongolo-chinois (Zonenshain et al., 1990 [78] ; Parfenov et al., 2001 [49]).

L'âge de formation de l'océan Mongol-Okhotsk et des complexes connexes n'est toujours pas clair.*** ** *** ** *** ** *** ** *** ** *** **

  • Selon Zonenshain et al. (1990 [78]), l'océan Mongol-Okhotsk était un golfe du Paléopacifique, qui s'est séparé après la jonction du bloc continental mongol (Central-Mongolian) et du continent sibérien, approximativement dans la région de Khangai, au Carbonifère précoce-Permien précoce.
  • Parfenov et al. (2001 [49], 2003 [48]) et Bussien et al., (2011, [6]) ont considéré que l'océan Mongol-Okhotsk s'est ouvert à la fin de l'Ordovicien et au début du Silurien suite à un déplacement à grande échelle.
  • D'après Şengör et al., (1993), l'océan Mongol-Okhotsk s'est ouvert à l'époque édiacarienne-cambrienne et a séparé le craton sibérien et le massif Tuva-Mongol.

La date de fermeture de l'océan Mongol-Okhotsk fait également l'objet de nombreuses controverses :

  • d'après Maruyama et al. (1997 [41]), l'océan Mongol-Okhotsk s'est fermé au Trias ;
  • d'après Zonenshain et al. (1990 [78]) au Trias tardif - Jurassique.
  • D'après Zorin (1999 [79]) et Parfenov et al. (2001 [49]) au Jurassique précoce à moyen.

La plupart des chercheurs s'accordent cependant à dire que la partie orientale de l'océan Mongol-Okhotsk se serait fermée plus tard, c'est-à-dire au Jurassique supérieur et au Crétacé inférieur (par exemple, Şengör et Natal'in 1996 [55] ; Kravchinsky et al. 2002 [34] ; Cogne et al. 2002 [9] ; Yakubchuk et Edwards (1999 [74]).

À la fin du Paléozoïque voire au cours du Mésozoïque précoce, l'océan Solonker (ou océan intra-asiatique), s'est refermé en réunissant deux grands blocs continentaux : l'Amurie et le bloc de la Chine du Nord. L'emplacement et la nature tectonique de la suture de Solonker en Asie de l'Est, et donc la fermeture de l'océan Paléo-asiatique, ont été notoirement énigmatiques au cours des dernières décennies en raison de l'exposition limitée des roches et de l'absence de caractéristiques régionales non ambigües liées à la collision.

La géodynamique du Mésozoïque est marquée par l'achèvement, puis le démantèlement de la Pangée. À partir du Permien, ce supercontinent rassemble la quasi-totalité des terres émergées. Seul le bloc Chine du Sud, une partie de l'Indochine et les différents blocs cimmériens sont séparés du Gondwana.

Le début et la fin du Mésozoïque sont des temps forts dans l'histoire de l'Asie, car ils sont marqués par des collisions suivies d'orogenèses de grande ampleur. Au sud, les deux collisions majeures sont la collision entre le bloc de Qiangtang et l'Asie au Trias (orogenèse cimmérienne), et la collision entre l'Inde et l'Asie au début du Paléogène (orogenèse himalayenne).

La région de la Mongolie centrale, qui constitue actuellement le Hangaï et sa continuité vers l'Est, n'est pas encore formée à cette époque et demandera une partie du Mésozoïque pour devenir totalement continentale, après la fermeture de l'océan qui sépare le Nord du Sud.

Quelques grands épanchements basaltiques

Durant le Permien et au début du Trias, la mise en place de gigantesques épanchements basaltiques (LIP, Large Igneous Province) a lieu dans le bassin du Tarim (TLIP, 292-272 Ma) puis dans les Emeishan en Chine du Sud (ELIP, 262-257 Ma) et pour finir en Sibérie (SLIP, 252-248 Ma). Ces mises en place de laves basaltiques se succèdent dans le temps et sont dues l'activité de trois panaches mantelliques (appelés aussi “plumes” en anglais) distincts. L'activité intense de ces trois panaches sur une période de 30-40 Ma pourrait indiquer la présence d'un superplume (superpanache) dans le manteau profond, qui aurait engendré une série de panaches secondaires.

Localisation des trois LIP permiennes en Asie  Tarim (TLIP), Emeishan (ELIP) et Sibérie (SLIP ou Siberian Traps)

Figure 23. Localisation des trois LIP permiennes en Asie  Tarim (TLIP), Emeishan (ELIP) et Sibérie (SLIP ou Siberian Traps)

NCB-Mon = Bloc Chine du Nord - Mongolie ; SCB = Bloc Chine du Sud.


Trias

Au cours du Trias, les blocs continentaux cités précédemment sont amalgamés au Sud de l'Asie lors de l'orogenèse cimmérienne. En Asie, le régime tectonique général reste compressif, comme l'atteste la fermeture de l'océan Paléotéthys.

La Sibérie et l'Altaï-Sayan sont séparés de la Mongolie centrale (soudée au bloc de Sino-Corée) par 30° de latitude. Entre les deux, dans l'océan Mongol-Okhotsk, existe un grand delta lié à une configuration de collision continentale comparable au golfe du Bengale aujourd'hui (Maruyama et al., 1989 [42]). On observe actuellement ces sédiments à l'Est et au Nord-Est du Hangaï. La fermeture de cet océan, qui correspond à une suture majeure, se fait de l'Ouest vers l'Est en fermeture éclair ou en ciseau. La date de cette fermeture varie selon les auteurs. Le début, à l'Ouest, est donné Carbonifère à Permien et la fin, à l'Est, fin Jurassique à Crétacé. Le massif du Hangaï est actuellement bordé, du Nord au Sud en passant par l'Ouest, d'ophiolites qui sont les témoins de cette fermeture. Cette fermeture éclair est associée à une rotation antihoraire des cratons du Tarim à l'Ouest et Sino-Corée à l'Est qui entrent en collision avec la Sibérie via l'Altaï. Une analyse paléomagnétique effectuée sur un dépôt de la Vallée des Lacs confirme la présence d'importantes rotations au Mésozoïque. Il en résulte d'importantes déformations en Mongolie et le plissement des dépôts existants. Le volcanisme, présent de part et d'autre du linéament Mongol-Okhotsk, se déplace vers l'Est lors de la fermeture. Il est associé à de nombreuses intrusions granitiques. Celles-ci sont actuellement observables au sein du massif du Hangaï. Le rajeunissement des granites, au fur et à mesure que l'on se déplace vers le centre du massif du Hangaï, corrobore cette fermeture en ciseau. Il en découle une configuration symétrique des zones de sutures et de subductions en Mongolie qui sont multicycles et plus tendues au Nord qu'au Sud (Pruner, 1992 [51] ; Şengör et al., 1993 [56]). La localisation actuelle du massif du Hangaï à l'extrémité Ouest du linéament Mongol-Okhotsk suggère une possible relation avec l'histoire mésozoïque de la région. À la fin du Trias, l'Asie (ou « Pal Asie ») est formée, hormis quelques blocs non accrétés (Indonésie, Malaisie et Sumatra). Ainsi, la région du Hangaï, bien que placée au centre de l'Asie, a été la dernière à se former dans la région avant la collision de l'Inde. La période qui suit (Jurassique et Crétacé), associée à de faibles déformations, permet le développement de dépôts sédimentaires dans les bassins de Mongolie.

Position des continents à la fin du Trias, au début du démantèlement du supercontinent Pangée, qui sera ensuite divisé en deux continents (Laurasia et Gondwana), toujours bordés par la Panthalassa et la Téthys

Figure 24. Position des continents à la fin du Trias, au début du démantèlement du supercontinent Pangée, qui sera ensuite divisé en deux continents (Laurasia et Gondwana), toujours bordés par la Panthalassa et la Téthys

SC = Chine du Sud ; T = Tarim ; I = Indochine ; EM = Malaya Est ; WS = Sumatra Ouest ; NC = Chine du Nord ; SI = Simao ; S = Sibumasu ; WB = Burma Ouest ; SQ = Qiangtang Sud ; NQ–QS = Qiangtang Nord - Qamdao–Simao ; L = Lhassa ; SWB = Borneo Sud Ouest ; WC = Continent Ouest-cimmérien.


Jurassique

Le Jurassique et le Crétacé sont marqués par deux événements majeurs : la fermeture de l'océan Mongol-Okhotsk au Nord et les multiples amalgamations de blocs (Lhassa, arc du Kohistan-Dras) sur les marges Sud.

Au Nord-Est de la CAOB, l'océan Mongol-Okhotsk est une branche de l'océan Paléo-Pacifique qui se situe entre les continents Sibérie et Mongolie-Chine du Nord. La lithosphère océanique de l'océan Mongol-Okhotsk fait l'objet d'une subduction continue sous le bloc Sibérie (vers le Nord-Ouest).

Quelques faibles plissements ont été observés. Ils sont dus à des épisodes tectoniques qui ont aussi été enregistrés autour de la Mongolie et qui ont pu affecter légèrement ses formations. En effet, à l'Est, la Sibérie est marquée par un contexte d'accrétion (Maruyama et al., 1989 [42]). De plus, au Sud du Tien Shan, fin Jurassique à fin Crétacé, s'accrètent le bloc de Lhassa ainsi que l'arc du Kahistan-Dras ce qui crée de nouvelles déformations au sein du Tien Shan qui réactivent d'anciennes structures et en créent de nouvelles. Ce seront les dernières collisions en Asie avant celle de l'Inde.

On pense que l'orogenèse cimmérienne a commencé il y a 200 à 150 Ma (Jurassique), lorsque la plaque cimmérienne au Sud est entrée en collision avec le Kazakhstan et une partie de la Chine au Nord, fermant ainsi la Paléotéthys (suture de Solonker) située entre les deux. L'orogenèse s'est poursuivie jusqu'à la fin du Crétacé et au début du Cénozoïque.

Crétacé 

Une subduction rapide des plaques entourant l'Asie associée à une forte accrétion à l'Est sont à l'origine d'un magmatisme d'arrière-arc important à sa bordure (Maruyama et al., 1989 [42]). Aussi, fin Crétacée à début Paléogène, la marge Est de l'Eurasie est de type Andes (Faure et Natal'in, 1992 [17]).

La faible activité tectonique depuis le Jurassique a permis le développement d'une vaste surface d'érosion marquée jusqu'au Nord du Baïkal (datée du Crétacée à l'Éocène). Cette surface d'érosion caractérise le modelé à sommet plat des reliefs, aussi bien dans le Gobi-Altaï que l'Altaï et le Hangaï. Elle est parfois recouverte par des dépôts du Crétacé supérieur à Paléocène (partie Est de la Mongolie) et par des basaltes oligocènes à miocènes (principalement dans le Hangaï) ce qui donne un âge approximatif à cette surface d'érosion. Aussi, les reliefs actuels, formés après cette pénéplanation, sont principalement dus aux déformations cénozoïques et quaternaires.

Cénozoïque

L'activité volcanique qui a débuté entre le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur était dominée par des basaltes tholéiitiques et des rhyolites en Mongolie centrale et s'est déroulée principalement dans un environnement de rift. Les chaines volcaniques du Paléogène précoce, du Néogène tardif - Pléistocène et de l'Holocène qui se sont formées dans le Nord, le centre et le Sud de la Mongolie sont interprétés comme le résultat d'un panache mantellique ou d'un rift continental et sont représentées par des basaltes alcalins K, des basaltes Na, des tholéiites et des basaltes calco-alcalins. Les basaltes alcalins contiennent des xénolites et des mégacristaux du manteau. Les sédiments terrigènes cénozoïques sont répandus dans l'Ouest, le centre et le Sud de la Mongolie.

Paléocène – Éocène : collision Inde–Asie

Cette période correspond à une importante réorganisation régionale liée à la collision Inde-Asie. Cet évènement marque le début du raccourcissement crustal de l'Asie estimé à 2 600±900 km au total entre l'Inde et la Sibérie. Il sera marqué par les déformations internes associées aux chevauchements intracontinentaux puis par l'extrusion latérale qui est le mécanisme actuel dominant du mouvement des plaques tectoniques.

Oligocène - Miocène

Au niveau du Tien Shan, une discordance très étendue à la base d'une séquence de conglomérats d'âge oligocène à miocène marque le début de la déformation induite par la collision Inde-Asie qui est située à plus de 1 000 km au Sud (Windley et al., 1990 [68]). Le massif du Tien Shan subit depuis cette époque un raccourcissement important qui augmente au fur et à mesure que l'on se dirige vers l'Ouest (Chen et al., 1991 [7]), et qui est caractérisé par des failles inverses contrôlées par les structures paléozoïques.

Après les nombreuses collisions du Paléozoïque et du Mésozoïque, la région du Baïkal est, au cours du Cénozoïque, soumise à une extension qui est responsable de la formation du rift du Baïkal. L'âge du début de ce rifting fait toujours l'objet d'un large débat. De plus, la première phase de rifting est considérée comme lente, ce qui rend d'autant plus difficile sa datation.

Géophysique et tectonique active

La Mongolie est marquée par la transition entre les structures compressives liées à la collision Inde-Asie et extensives par l'ouverture du rift du lac Baïkal (Figure 25). Les ruptures associées à ces événements forment un parallélogramme composé par des failles décrochantes sénestres Est-Ouest et décrochantes dextres NNO-SSE. On en retrouve les traces dans les paysages, notamment celles laissées par le séisme, de magnitude 8,1, du 4 décembre 1957, qui rompt la faille de Bogd, sur environ 250 km, le long du flanc Nord de la chaine du Gobi-Altaï. Au centre, le dôme du Hangaï est associé à des failles normales et à un volcanisme alcalin récent. Ces structures anciennes (héritées des orogenèses hercynienne et calédonienne) sont réactivées sous l'effet de la collision Inde-Eurasie qui s'est propagée vers le Nord depuis le front himalayen jusqu'au cœur de l'Asie centrale.

La Mongolie occupe une des plus remarquables situations que l'on connaisse en tectonique active. En effet, elle a connu en un demi-siècle (de 1905 à 1957) quatre séismes de magnitude (Mw) supérieure ou égale à 8 (Figure 25). Il s'agit des séismes de :

  • Tsetserleg : 9 juillet 1905 – Mw = 8,4 – 130 km de ruptures de surface,
  • Bolnaï : 23 juillet 1905 – Mw = 8,4 – 375 km de ruptures de surface,
  • FuYun : 10 aout 1931 – Mw = 8,0 – 180 km de ruptures de surface,
  • Gobi-Altaï : 4 décembre1957 – Mw = 8,1 – 250 km de ruptures de surface.

De plus, à l'Est de la faille de Bolnaï se sont produit, les 5 et 20 janvier 1967, les deux séismes de Mogod (Mw = 7,2 et 6,7 – 45 km de rupture en surface au total).

Tectonique active et volcanisme quaternaire en Mongolie

Par ailleurs, au Nord-Est de la Mongolie se situe la région en extension du rift du lac Baïkal. Ce lac de 600 km de long et 2 km de profondeur fait partie du plus important graben que l'on connaisse. Les structures en extension du rift se prolongent au-delà du lac vers le Nord-Est, mais aussi vers le Sud-Ouest par des ouvertures orientées Nord-Sud (bassins de Busingol, Darkhat et Hövsgöl). Ces zones en extension sont associées à un volcanisme basaltique néogène et quaternaire qui se poursuit vers le Sud, au travers de la partie Est du dôme du Hangaï, jusque dans la chaine du Gobi-Altaï. Ainsi, la Mongolie se caractérise par une transition entre les structures compressives au Sud, liées à la collision Inde-Asie, et extensives au Nord, au niveau du rift du Baïkal.

Conclusion

Cette présentation fait suite à deux voyages géologiques en Mongolie durant les étés 2018 et 2019 interrompus par la Covid-19 puis par la guerre en Ukraine. Ces voyages ont été réalisés en autonomie en 4×4 au départ de la France sous l'égide de la Société des Explorateurs Français et du Musée d'Anthropologie préhistorique de Monaco.

Le calendrier pour se rendre en Mongolie est délicat sachant qu'il faut environ un mois pour s'y rendre par la route (en traversant la Russie). Par ailleurs, la fenêtre d'exploration est de courte durée (juin à septembre) et l'hiver arrive dès octobre. Par ailleurs, les distances sont grandes et les pistes difficiles. Durant l'été le désert du Gobi est éprouvant (climat continental) avec des températures de l'ordre de 45°C et un hiver difficile avec des températures descendant dans l'Altaï jusqu'à −35°C.

Nous préparions un troisième voyage, mais la guerre en Ukraine et les positions géopolitiques actuelles ont rendu impossible tout voyage via la Russie.

En illustration de cet article de synthèse géologique régionale, nous vous proposerons des focus géologiques dédiés à divers points remarquables de la géologie et de la paléontologie de la Mongolie, avec notamment :

  • Les structures d'impact et les météorites.
  • La volcanologie mongole et ses analogies avec le Massif Central français (délamination lithosphérique) et la planète Mars (ensembles tectonomagmatiques).
  • Les traces de dinosaures dans le Gobi où des dizaines de milliers de traces ont été identifiées. Les fameux End of the Earth et Dragon's tomb de l'explorateur Roy Chapman Andrews (président du Club américain des explorateurs de 1931 à 1934, nommé en 1934 directeur du Muséum d'histoire naturelle de New York).
  • La Pompéi mongole et la forêt d'arbres pétrifiés de Suishent (fin du Jurassique) (cf. La forêt pétrifiée de Suihent, la Pompéi mongole, figée par un courant de densité pyroclastique).
  • Des affleurements témoins de la Snowball Earth.

Bibliographie

G. Badarch, 2005. Tectonics of South Mongolia, in : Geodynamics and Metallogeny of Mongolia with a special emphasis on copper and gold deposits, R. Seltmann, O. Gerel, D.J. Kirwin (eds) , SEG-IAGOD Field Trip, 14–16 August 2005, 8th Biennial SGA Meeting, IAGOD Guidebook Series 11, CERCAMS/NHM, London, 119–129

G. Badarch, D.W. Cunningham, B.F. Windley, 2002. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for the Phanerozoic crustal growth of Central Asia, J. Asi. Earth Sci., 21, 87-110 [pdf]

M.M. Buslov, I.Yu. Saphonova, T. Watanabe, O.T. Obut, Y. Fujiwara, K. Iwata, N.N. Semakov, Y. Sugai, L.V. Smirnova, A.Yu. Kazansky, 2001. Evolution of the Paleo-AsianOcean (Altai-Sayan Region, Central Asia) and collision of possible Gondwana-derived terranes with the southern marginal part of the Siberian continent, Geoscience Journal, 5, 203–224 [pdf]

Y. Chen, J.-P. Cogne, V. Courtillot, J.-P. Avouac, P. Tapponnier, G. Wang, M. Bai, H. You, M. Li, C. Wei, É. Buffetaut, 1991. Paleomagnetic Study of Mesozoic Continental Sediments Along the Northern Tien Shan (China) and Heterogeneous Strain in Central Asia, J. Geophys. Res., 96, 4065-4082 [pdf]

M. Chen, F. Niu, Q. Liu, J. Tromp, X. Zheng, 2015. Multiparameter adjoint tomography of the crust and upper mantle beneath East Asia: 1. Model construction and comparisons, J. Geophys. Res. Solid Earth, 120, 1762–1786

K.C. Condie, 2007. Accretionary orogens in space and time, in : 4-D Framework of Continental Crust, R.D. Hatcher Jr., M.P. Carlson, J.H. McBride, J.R. Martínez Catalán (eds), Geol. Soc. Am. Mem., 200, 145-158 [pdf]

Y. Daoudene, 2011. La tectonique extensive en Mongolie orientale au Mésozoïque supérieur - modalités et implications géodynamiques, Thèse Université de Rennes, 428p.

J. Deniker, 1897. Les explorations russes en Asie centrale (1871-1895), Annales de géographie, 6, 30, 408-430

A.B. Dergunov (ed), 2001. Tectonics, Magmatism, and Metallogeny of Mongolia, Routledge Ed., London, 304p.

N.L. Dobretsov, M.M. Buslov, F.I. Zhimulev, A.V. Travin, A.A. Zayachkovsky, 2006. Vendian–Early Ordovician geodynamic evolution and model for exhumation of ultrahigh- and high-pressure rocks from the Kokchetav subduction–collision zone (northern Kazakhstan), Russian Geology and Geophysics, 47, 4, 424–440 [pdf]

M. Domeier, T.H. Torsvik, 2014. Plate tectonics in the late Paleozoic, Geosci. Front., 5, 303-350

M. Faure, B. Natal'in, 1992. The geodynamic evolution of the eastern Eurasian margin in Mesozoic times, Tectonophysics, 208, 397-411

N.A. Florensov, V.P. Solonenko, 1963. The Gobi-Altai Earthquake, Moscow: Akademie Nauk USSR (English translation, U.S. Dep. of Commerce, Washington, D.C.,1965), 424 p.

O.Gerel, F. Pirajno, B. Batkhishig, J. Dostal (eds), 2021. Mineral Ressources of Mongolia. Modern Approaches, Solid Earth Scienc0000es 19, Springer Ed., 461p.

A. Guy, K. Schulmann, N. Clauer, P. Hasalová, R. Seltmann, R. Armstrong, O. Lexa, A. Benedicto, 2014. Late Paleozoic–Mesozoic tectonic evolution of the Trans-Altai and South Gobi Zones in southern Mongolia based on structural and geochronological data. Gondwana Res. 25, 1, 309–337

P. Hanzl, O.Lexa, K. Schulmann, 2019. Orogenic architecture and crustal growth from accretion to collision, Field guide IGCP 662 project, 70p.

J. He, Q. Wu, E. Sandvol, J. Ni, A. Gallegos, M. Gao, M. Ulziibat, S. Demberel, 2016. The crustal structure of south central Mongolia using receiver functions, Tectonics, 35, 1392–1403

G. Heilbronn, 2014. Évolution paléogéographique et paléotopographique du Tian Shan Chinois au Mésozoïque, thèse de doctorat, Univ. de Rennes 1, 320p.

P.F. Hoffman, A.J. Kaufman, G.P. Halverson, D.P. Schrag, 1998. A Neoproterozoic Snowball Earth, Science, 281, 5381, 1342-1346 [pdf]

F. Houdry-Lémont, 1994. Mécanismes de l'extension continentale dans le rift nord-Baïkal, Sibérie : contraintes des données d'imagerie SPOT, de terrain, de sismologie et de gravimétrie. Thèse de Doctorat. Paris 6, 345p.

A.C. Hunt, I.J. Parkinson, N.B.W. Harris, T.L. Barry, N.W. Rogers, M. Yondon, 2012. Cenozoic Volcanism on the Hangai Dome, Central Mongolia: Geochemical Evidence for Changing Melt Sources and Implications for Mechanisms of Melting, Journal of Petrology, 53, 9, 1913–1942

B.-M. Jahn, B. Windley, B. Natal'in, N. Dobretsov, 2004. Phanerozoic continental growth in Central Asia, J. Asian Earth Sci., 23, 599–603

S.D. Khilko, R.A. Kurushin,V.M. Kochetkov, L.A. Misharina, B.I. Melnikova, N.A. Gilyova, S.V. Lastochkin, I. Balzhinnyam, D. Monhoo, 1985. Earthquakes and bases of the seismic zoning of Mongolia, The joint Soviet-Mongolian scientific - Reasearch Geological Expedition, 41, 225p.

E.V. Khromykh, S.A. Sergeev, D.I. Matukov, A.G. Vladimirov, A.S. Mekhonoshin, V.S. Fedorovsky, N.I. Volkova, S.N. Rudnev, V.V. Khlestov, D.S. Yudin, 2004. U–Pb age (SHRIMP-II) of hypersthene plagiogranites of the Chernorudskaya granulitic zone (Ol'khon region,West Transbaikalia), in : Geodynamic evolution of the lithosphere of the Central Asian mobile belt (from ocean to continent), 1, Inst. Geograph. Publ, Irkutsk, 141–145

V.I. Kovalenko, V.V. Yarmolyuk, N.V. Vladykin, V.G. Ivanov, V.P. Kovach, A. Kozlovsky, Y.A. Kostitsyn, A.B. Kotov, E.B. Sal’nikova, 2002. Epochs of formation, geodynamic setting, and sources of rare-metal magmatism in Central Asia, Petrology, 10, 3, 199-221

I.K. Kozakov, V.P. Kovach E.V. Bibikova, T.I. Kirnozova, D.A. Lykhin, Yu.V. Plotkina, E.V. Tolmacheva, M.M. Fugzan, Ch. Erdenezhargal, 2014. Late Riphean episode in the formation of crystalline rock complexes in the Dzabkhan microcontinent: geological, geochronologic, and Nd isotopic-geochemical data, Petrology, 22, 5, 480–506

I.K. Kozakov, V.P. Kovach, E.B. Salnikova, A.N. Didenko, Yu.V. Plotkina, A.M. Fedoseenko, 2021. Formation of the Neoproterozoic Continental Crust in the Structures of the Central Segment of the Central Asian Fold Belt, Petrology, 29, 2, 195-220

V.A. Kravchinsky, J.-P. Cogné, W.P. Harbert, M.I. Kuzmin, 2002. Evolution of the Mongol-Okhotsk Ocean as constrained by new palaeomagnetic data from the Mongol-Okhotsk suture zone, Siberia, Geophys. J. Int., 148, 34-57 [pdf]

A. Kröner, B.F. Windley, G. Badarch, O. Tomurtogoo, E. Hegner, B.M. Jahn, S. Gruschka, E.V. Khain, A. Demoux, M.T.D. Wingate, 2007. Accretionary growth and crustformation in the Central Asian Orogenic Belt and comparison with the Arabian-Nubian shield, in : 4-D Framework of Continental Crust, R.D. Hatcher Jr., M.P. Carlson, J.H. McBride, J.R. Martínez Catalán (eds), Geol. Soc. Am. Mem., 200, 181-209 [pdf]

X. Long, C. Yuan, M. Sun, W. Xiao, G. Zhao, Y. Wang, K. Cai, X. Xia, L. Xie, 2010. Detrital zircon ages and Hf isotopes of the early Paleozoic flysch sequence in the Chinese Altai, NW China: New constrains on depositional age, provenance and tectonic evolution, Tectonophysics, 480, 1-4, 213-231 [pdf]

Y. Li, H. Zhou, F.M. Brouwer, J.R. Wijbrans, Z. Zhong, H. Liu, 2011. Tectonic significance of the Xilin Gol Complex, Inner Mongolia, China: petrological, geochemical and U–Pb zircon age constraints, J. Asian Earth Sci., 42, 1018-1029

S. Maruyama, Y. Isozaki, G. Kimura, M. Terabayashi, 1997. Paleogeographic maps of the Japanese Islands: Plate tectonic synthesis from 750 Ma to the present, Island Arc 6, 121-142

S. Maruyama, J.G. Liou, T. Seno, 1989. Mesozoic and Cenozoic evolution of Asia, in : The Evolution of the Pacific Ocean Margins, Z. Ben-Avraham (ed). New York, Oxford University Press, Inc,. 75-99

E.A. Okal, 1977. The July 9 and 23, 1905, Mongolian earthquakes: a surface wave investigation, Earth Planet. Sci. Lett., 34, 326-331

L.M. Parfenov, N.A. Berzin, A.I. Khanchuk, G. Badarch, V.G. Belichenko, A.N. Bulgatov, S.I. Dril, G.L. Kirillova, M.I. Kuzmin, W.J. Nokleberg, A.V. Prokopev AV, V.F. Timofeev, O. Tomurtogoo, H. Yang, 2003. Model formirovaniya orogennych poyasov Central'noi I Severo-Vostochnoi Azii (a model for the formation of orogenic belts in central and Northeast Asia), Tikhookeanskaya Geologiya, 22, 6, 7-41 [pdf]

L.M. Parfenov, L.I. Popeko, O. Tomurtogoo, 2001. Problems of tectonics of the Mongol-Okhotsk orogenic belt, Geology of the Pacific Ocean, 16, 5, 797–830

L. Robin, M. Cocks, T.H. Torsvik, 2007. Siberia, the wandering northern terrane, and its changing geography through the Palaeozoic, Earth-Science Reviews, 82, 29–74 [pdf]

I. Safonova, S. Maruyama, S. Kojima, T. Komiya, S. Krivonogov, K. Koshida, 2016. Recognizing OIB and MORB in accretionary complexes: A new approach based on ocean plate stratigraphy, petrology and geochemistry, Gondwana Research, 33, 92-114

A.M.C. Şengor, B.A. Natal'in, 1996. Palaeotectonics of Asia: fragments of a synthesis, in : Tectonic Evolution of Asia, Yin, A., Harrison, M. (eds.), Cambridge University Press, Cambridge, 486–640

A.M.C. Şengor, A.A. Natal'in, U.S. Burtman, 1993. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia, Nature, 364, 209-304 [pdf]

Y.-S. Son, K.-E. Kim, W.-J. Yoon,S.-J. Vho, 2019. Regional mineral mapping of island arc terranes in southeastern Mongolia using multi-spectral remote sensing data, Ore Geology Reviews, 113 103106

M. Sun, X.P. Long, K. Cai, Y. Jiang, B.Y. Wang, C. Yuan, G.C. Zhao, W. Xiao, F.Y. Wu, 2009. Early Paleozoic ridge subduction in the Chinese Altai: Insight from the abrupt change in zircon Hf isotopic compositions, Science in China, Series D: Earth Sciences, 52, 9, 1345-1358 [pdf]

P. Tapponnier, P. Molnar, 1979. Active faulting and cenozoic tectonics of the Tien Shan, Mongolia, and Baykal Regions, Journal of Geophysical Research, 84, 3425-3459

P. Tapponnier, G. Peltzer, A.Y. Le Dain, R. Armijo, P. Cobbold, 1982. Propagating extrusiontectonics in Asia: new insights from simple experiments with plasticine, Geology,10, 611-616

T.H. Torsvik, L.R.M. Cocks, 2004. Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review, Journal of the Geological Society, 161, 4, 555-572

T.H. Torsvik, L.R.M. Cocks, 2013. Gondwana from top to base in space and time, Gondwana Research, 24, 3-4, 999-1030

A.V. Voznesenskii, 1962. Investigation of the region of the Hangay earthquakes of 1905 in northernMongolia (en Russe), Materials from the department of Physical Geographical Society of the USSR, Leningrad, 50p.

A.V. Voznesenskii, V.C. Dorogostaiskii, 1914. Region of the earthquakes of 9 and 23 July,1905 (1/420 000)

A.J. Wainwright, R.M. Tosdal, C.N. Forster, D.J. Kirwin, P.D. Lewis, J.L. Wooden, 2011. Devonian and Carboniferous arcs of the Oyu Tolgoi porphyry Cu-Au district, South Gobi region, Mongolia, GSA Bulletin, 123, 1&2, 306–328 [pdf]

C. Wilhem, B.F. Windley, G.M. Stampfli, 2012. The Altaids of Central Asia: a tectonic and evolutionary innovative review, Earth-Sci. Rev., 113, 303-341 [pdf]

B.F. Windley, M.B. Allen, C. Zhang, Z.-Y. Zhao, G.-R. Wang, 1990. Paleozoic accretion and Cenozoic redeformation of the Chinese Tien Shan Range, central Asia, Geology, 18, 2, 128-131

W. Xiao, D. Song, B.F. Windley, J. Li, C. Han, B. Wan, J. Zhang, S. Ao, Z. Zhang, 2020. Accretionary processes and metallogenesis of the Central Asian Orogenic Belt: Advances and perspectives, Science China Earth Sciences, 63, 329-361 [pdf]

W. Xiao, B.F. Windley, G. Badarch, S. Sun, J. Li, K. Qin, Z. Wang, 2004. Palaeozoic accretionary and convergent tectonics of the southern Altaids: Implications for the growth of Central Asia, J. Geol. Soc., 161, 339–342 [pdf]

W. Xiao, B.F. Windley, B.C. Huang, C.M. Han, C. Yuan, L. Chen, M. Sun, S. Sun, J. Li, 2009. End-Permian to mid-Triassic termination of the accretionary processes of the southern Altaids: Implications for the geodynamic evolution, Phanerozoic continental growth, and metallogeny of Central Asia, Int. J. Earth Sci-Geol. Rundsch., 98, 1189–1217 [pdf]

W. Xiao, B.F. Windley, S. Sun, J. Li, B. Huang, C. Han, C. Yuan, M. Sun, H. Chen, 2015. A tale of amalgamation of three Permo-Triassic collage systems in Central Asia: oroclines, sutures, and terminal accretion, Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 43, 16.1–16.31 [pdf]

A.S. Yakubchuk, A.C. Edwards, 1999. Auriferous Palaeozoic accretionary terranes within the Mongol-Okhotsk suture zone, Russian Far East, in : Proceedings Pacrim ‘99, Weber G (Ed.), Australasian Institute of Mining and Metallurgy, Publications Series 4, 99, 347-358

V.V. Yarmolyuk, V. Kovach, A. Kotov, 2000. Magma sources and the isotopic (Sr and Nd) evolution of alkaline granitoids in the Soktui Massif, Eastern Transbaikal Region: Age and Magma Sources, Doklady Earth Sciences, 372 (4), 762-768

V.V. Yarmolyuk, M.I. Kuzmin, R.E. Ernst, 2014. Intraplate geodynamics and magmatism in the evolution of the Central Asian Orogenic Belt, Journal of Asian Earth Sciences, 93, 158-179

S.M. Zhmodik, A.A. Postnikov, M.M. Buslov, A.G. Mironov, 2006. Geodynamics of the Sayan-Baikal-Muya accretion-collision belt in the Neoproterozoic–Early Paleozoic and regularities of the formation and localization of precious-metal mineralization, Russian Geology and Geophysics 47, 183-198

L.P. Zonenshain, M.I. Kuzmin, L.M. Natapov, 1990. Geology of the USSR: A plate tectonic synthesis, Geodynamics Series 21, AGU, Washington, DC., 242p. [pdf]

Y.A. Zorin, M.R. Novoselova, E.K. Turutanov., V.M. Kozhevnikov, 1990. Structure of the Lithosphere of the Mongolian-Siberian Mountainous Province, J. Geodynamics, 11, 4, 327-342



[1] Dans cet article, les termes “calédonien”, “hercynien” ou “varisque” sont à prendre au sens chronologique et non pas phénoménologique. Par exemple, en Europe et en Amérique du Nord, la chaine calédonienne résulte de la fermeture de l'océan Iapétus ; ce n'est bien sûr pas le cas en Mongodie.