Histoire géologique du bassin du Tarim

La Chine comporte trois blocs continentaux comprenant des roches dont les âges dépassent les 2,5 Ga (milliards d’années). Elles remontent à l’Archéen, le deuxième éon de la Terre. Ce sont la Chine du Nord, la Chine du Sud et le bassin du Tarim. Ce dernier est un territoire en forme d’amande de 560 000 km², aride et recouvert un peu plus qu’à moitié par les sables du désert du Taklamakan. Il est entouré de montagnes dont la hauteur augmente du côté occidental : l’Altyn Tagh et les monts Kunlun au sud, le Pamir à l’ouest, les Tian Shan (« Monts Célestes » en chinois) au nord. Les montagnes qui le bordent au sud se prolongent par l’immense plateau tibétain. Pour en avoir une rapide présentation et savoir comment le bassin du Tarim s’est recouvert de sable, il est conseillé de lire l’article sur la naissance du désert du Taklamakan.

Ce territoire un peu plus grand que la France métropolitaine, aux frontières nettes, est également une part de l’Asie centrale. Étudier son histoire géologique, c’est étudier comment l’Asie tout entière s’est formée. Il existe d’autres blocs, comme celui de l’Indochine. Il est présenté dans l’article sur la géologie du Vietnam. Cette longue histoire a modelé la géographie actuelle de l’Asie : si de hautes montagnes se sont élevées tout autour du bassin du Tarim suite à la collision de l’Inde contre l’Asie, c’est parce qu’elles formaient des unités géologiques distinctes. Il y a une époque où le bassin du Tarim et les Kunlun n’étaient pas bordés au sud par le Tibet mais par un océan : la Paléotéthys. L’Inde et le Tibet n’étaient pas encore présents. L’Asie s’est formée par agrégation de micro-continents à la Sibérie et au noyau du Kazakhstan. Les plus petits sont appelés des terranes.

Les roches qui nous renseignent sur l’histoire géologique lointaine occupent le portour du bassin, comme l’illustre cette carte géologique. Les roches du Phanérozoïque sont en blanc. Elles sont datées du Cambrien à maintenant, c’est-à-dire qu’elles ont moins de 541 Ma (millions d’années). En fait, le centre du bassin du Tarim est recouvert de sédiments qui n’ont que quelques milliers d’années, dont les dunes du Taklamakan. Pour savoir ce qui se trouve dessous, on utilise la sismique réflexion, c’est-à-dire la réflexion d’ondes sismiques, et l’on fait des forages. Le bassin du Tarim fournit du pétrole et du gaz naturel à la Chine, si bien que les géologues disposent de moyens importants pour étudier son sous-sol. Celui-ci est constitué de sédiments qui remontent jusqu’à l’Édiacarien (de 635 à 541 Ma) et qui reposent sur un socle cristallin composé de roches métamorphiques allant jusqu’au Néoarchéen (de 2,8 à 2,5 Ga). Les sédiments édiacariens et ceux qui les surmontent n’ont pas été métamorphisés car le bloc du Tarim est stable depuis plus de 635 Ma.

Les roches archéennes

On le désigne parfois comme un craton : une croûte continentale épaisse et stable, avec une forte proportion de granites. Les cratons sont les parties les plus anciennes de la croûte terrestre. Il vaudrait mieux parler du bloc du Tarim, car il est constitué d’au moins deux terranes qui n’ont été réunis que vers 820-800 Ma, l’un au nord et l’un au sud. L’existence d’un terrane central est également supposée. Ce serait une bande de croûte continentale de direction ouest-est allant de Kashgar à Qarkilik (Ruoqiang).

Ces terranes ont enregistré plusieurs milliards d’années d’histoire géologique, si bien qu’il y aurait beaucoup à dire à leur sujet. La petite chaîne de montagnes des Kuruktagh borde le bassin du Tarim au nord-est, sur une longueur de 500 km et une largeur allant de 100 à 250 km dans la direction nord-sud. Sa plus haute montagne culmine à 2 809 mètres d’altitude. D’excellents affleurements peuvent être examinés grâce à son caractère désertique. Des roches du Néoarchéen s’y trouvent : des tonalites et des trondhjémites, roches plutoniques caractéristiques de la croûte continentale archéenne, avec des enclaves de gabbro, une autre roche plutonique ayant la composition d’un magma basaltique. Elles ont été datées à 2,60 Ga. Du granite potassique, de nature très différente, est arrivé environ 70 millions d’années plus tard, de manière intrusive. Les géologues chinois du Xinjiang désignent ces roches sous le nom de « groupe de Tuogelakebulake », où l’on reconnaît le mot turco-mongol bulaq « source ». Ils écrivent toujours les toponymes à la manière chinoise, ce qui les complexifie. C’est ainsi que Kuruktagh devient Kuluketage.

Au pied de l’Altyn Tagh, les roches archéennes sont toutes métamorphiques. Ce sont des gneiss dont les protolithes (les roches initiales) étaient des tonalites et des trondhjémites datées à 2,8-2,6 Ga. On trouve également des granulites provenant de roches volcaniques. Dans cette région, de petits cristaux de zircon dont les dates atteignent 3,6 Ga indiquent la présence d’une croûte encore plus ancienne. Des calculs présentés en 2014 ont conduit à des âges de 4,3 Ga : ces zircons remontent au premier éon de la Terre, l’Hadéen. Des roches archéennes sont également présentes plus à l’est, jusqu’à Dunhuang, sur le même terrane.

Les roches du Protérozoïque

L’époque suivante est le Paléoprotérozoïque, de 2,5 à 1,6 Ga. Elle commence par un tournant majeur pour l’histoire de la Terre, avec l’apparition de l’oxygène dans l’atmosphère. Au sud-ouest du bassin du Tarim, elle est représentée par le complexe de Heluositan, composé de granite et de granodiorite. Des sédiments détritiques (produits par l’érosion) se sont déposés dans les Kuruktagh au pied de l’Altyn Tagh. Toutes ces roches ont été métamorphisées en gneiss, en granulites, en schistes et en marbres lors d’un intense événement thermique qui s’est produit entre 1,85 et 1,90 Ga : elles ont été enfouies dans les profondeurs de la croûte. Ces roches affleurent dans les Kuruktagh et au pied de l’Altyn Tagh. Ce qui s’est produit est une orogenèse : une formation de montagnes. Comme d’autres orogenèses sont observées ailleurs dans le monde, durant une époque allant de 2,05 à 1,80 Ga, cette époque a été nommée l’Orosinien. On suppose qu’elles correspondent à la formation d’un supercontinent appelé Nuna ou Columbia. Le nord et le sud du bassin du Tarim en auraient fait partie, le nord accolé à l’Inde ou à la Chine du Nord, qui étaient assemblés à cette époque, et le sud du côté de l’Afrique de l’Ouest. Malgré leur position, ils auraient été proches l’un de l’autre. Il faut être conscient du caractère très fragile de cette reconstitution.

La concentration de l’oxygène avait baissé avant le début de l’Orosinien et le développement de la vie avait reçu un coup d’arrêt. Le milliard d’années suivant est qualifié d’ennuyeux par les géologues, parce qu’à part l’assemblage et la dislocation du supercontinent Columbia, il n’y a pas grand-chose à signaler. Les deux premiers systèmes du Mésoprotérozoïque sont le Calymmien (de 1,6 à 1,4 Ga) et l’Ectasien (de 1,4 à 1,2 Ga). Le Calymmien est représenté dans les Kuruk Tagh par des sédiments détritiques faiblement métamorphisés : conglomérat (galets cimentés), grès riche en quartz, argiles. Leur épaisseur va de 2 600 à 3 700 mètres. Le site était un marge continentale passive. Il était situé au bord de l’océan et recevait les produits de l’érosion de montagnes. Quand il a été envahi par la mer, durant l’Ectasien, du calcaire parfois mêlé à du sable s’est déposé. Ce calcaire a été plus ou moins transformé en domolie puis a été métamorphisé en marbre. Son épaisseur atteint 900 mètres. Cette période paisible de sédimentation s’est achevé par du volcanisme, peut-être en contexte de rift.

Au sud-ouest du bassin du Tarim, le Calymmien est représenté par les roches du groupe de Kalakashi, qui sont volcano-sédimentaires. Elles témoignent peut-être de la naissance d’un bassin océanique, prélude au détachement du Tarim du Sud de l’Afrique de l’Ouest, où un volcanisme semblable a été reconnu. Les sédiments du groupe de Sangzhutage, également datées du Calymmien, viennent ensuite.

Le Néoprotérozoïque (de 1000 à 541 Ma) est divisée en trois systèmes, qui sont le Tonien (de 1000 à 720 Ma), le Cryogénien (de 720 à 635 Ma) et l’Édiacarien. Cette ère commence par l’assemblage d’un nouveau supercontinent : la Rodinia. Sa reconstitution est plus sûre que celle du supercontinent Columbia et l’appartenance du bloc du Tarim à l’Australie, lequel se trouvait au nord de la Rodinia, fait consensus chez les géologues. Après s’être détaché de l’Afrique de l’ouest, le Tarim du Sud se serait accolé à l’Australie il y a un milliard d’années. Il aurait été rejoint par le Tarim du Nord vers 820 Ma, soit 180 millions d’années plus tard. Ce terrane s’est enfoncé sous le Tarim du Sud, ce qui a provoqué sur celui-ci la formation d’un bassin arrière-arc : la croûte continentale a été étirée et un bassin océanique est né. Les roches volcano-sédimentaires du groupe de Sailajiazitage se sont alors déposées au sud-ouest du bassin du Tarim. Elles affleurent le long de la route Xinjiang-Tibet et sont datées de 850 à 840 Ma. Il s’agit de basalte, de rhyolite, de tufs volcaniques ainsi que de grès.

La Rodinia était entourée d’un océan, appelé Mirovia, dont le plancher est entré en subduction tout autour de lui. Il s’enfonçait par conséquent sous le bloc du Tarim, qui a été soumis à des contraintes compressives. L’ancien bassin arrière-arc du sud-ouest est devenu un bassin d’avant-chaîne dont lequel se sont accumulées les sédiments détritiques du groupe d’Ailiankate, dont l’épaisseur dépasse les 3 000 mètres. Il est daté de 820 à 800 Ma. En même temps, une importante activité magmatique a eu lieu dans les Kuruktagh. Elle a produit du granite, de la granodiorite et des essaims de dykes, une dyke étant une intrusion de magma recoupant les roches. Les laves en question sont basaltiques. Il y a aussi de la carbonatite, une sorte de lave à base de carbonate qui n’est actuellement émise que par un seul volcan dans le monde. C’est l’Ol Doinyo Lengaï en Tanzanie. Le magmatisme se poursuit jusque vers 740-735 Ma et devient bimodal : les laves sont pauvres en silice comme le basalte et d’autres sont riches comme la rhyolite.

La dislocation de la Rodinia a résulté d’un superpanache. La chaleur s’était accumulée sous le supercontinent et a fini par le fissurer. Des grands épanchements de lave se sont produits. Un rift s’est ouvert au sud-ouest du bassin du Tarim vers 780 Ma, comme en témoignent des essaims de dykes et du volcanisme bimodal. Une quarantaine de millions d’années plus tard, vers 740 Ma. un autre rift s’est créé au nord du bassin, mais pas pour la même raison : la subduction de l’océan Mirovia sous la Rodinia y a fait naître un bassin arrière-arc. Les roches de la formation Beiyixi ont commencé à se déposer dans les Kuruktagh.

Le bloc du Tarim au temps de la « Terre boule de neige »

Le volcanisme abondant par lequel la fracturation de ce supercontinent a commencé est sans doute à l’origine des glaciations globales du Cryogénien. Les glaciers ont laissé des sédiments que l’on appelle des tillites, mais les géologues emploient de préférence le terme plus général de diamictites. Il s’agit de matériaux morainiques consolidés. Deux glaciations ont été reconnues, dites sturtienne et marinoenne d’après des sites australiens. En Chine du Sud, qui n’était sans doute pas loin du craton du Tarim à cette époque, la seconde correspond à la glaciation de Nantuo. Elle s’est terminée par le dépôt de sédiments appelés des cap-carbonates il y a 635 Ma.

Des diamictites sont visibles en trois endroits du bassin du Tarim. Au nord-est, elles figurent à la base de la formation Beiyixi, où elles ont entre 740 et 750 Ma, à quelques millions d’années près. Au nord-ouest du bassin, dans la région d’Aksou, elles sont présentes dans les formations Qiaoenbrak et Yuermeniak, dont les âges ne dépassent pas les 720 Ma. Elles seraient donc liées, comme les diamictites de Beiyixi, à la glaciation sturtienne. Un peu plus à l’ouest, des diamictites surmontées de 1 à 1,7 mètre de cap-carbonates ont été découvertes dans la section de Wushi. Ces sédiments correspondent à la fin de la glaciation marinoenne et donc à la fin du Cryogénien. Au sud-ouest du bassin, dans la région de Tielieketi, la glaciation sturtienne a laissé les diamictites des formations Bolong et Yutang.

Aksou, dont le nom signifie « Eau blanche » en turc, est une ville-préfecture du nord-ouest du bassin du Tarim. Les roches du groupe d’Aksou sont célèbres dans le milieu de la géologie car elles comportent les plus anciens schistes bleus connus. Ils résultent du métamorphisme d’une croûte océanique et sont considérés comme des indices de l’existence de la subduction. Ceux d’Aksou sont toutefois d’interprétation délicate. Ce que l’on peut dire, c’est que le métamorphisme a précédé les glaciations : les diamictites d’Aksou comprennent des fragments de schiste bleu.

C’est pendant le Cryogénien que le bloc du Tarim s’est détaché de l’Australie. Son socle cristallin est alors constitué et il ne reçoit plus que des sédiments marins. Leur étude permet de connaître la profondeur des mers qui ont recouvert ce micro-continent et les parties qui ont été émergées au fil du temps. Le deux rifts du nord et du sud-ouest sont devenus des bassins sédimentaires dont la présence se devine sous les sables du Taklamakan. Le premier a reçu jusqu’à 2 000 mètres de sédiments durant le Cryogénien et 700 mètres durant l’Édiacarien (aussi appelé le Sinien), époque qui a vu le développement des premiers organismes multicellulaires. Durant cette période, le terrane Nord-Kunlun s’est détaché du bloc du Tarim, au sud-ouest. Ils ont été séparés par l’océan Ouest-Kunlun.

Le bloc du Tarim durant le Phanérozoïque : incorporation dans l’Asie

Le Cambrien (de 541 à 485 Ma) est la période de l’explosion de la vie dans les mers – quoique d’après les dernières découvertes, le tournant s’est déroulé à la fin de l’Édiacarien. Le bloc du Tarim était bordé au sud-ouest par l’océan Ouest-Kunlun, au sud-est par l’océan Altyn-Qilian (les Qilian étant des montagnes situées à l’est du bassin du Tarim) et au nord par l’océan Sud-Tian-Shan. Vers la fin de l’Ordovicien (de 485 à 443 Ma), l’océan Ouest-Kunlun s’est refermé et le terrane Nord-Kunlun a fusionné avec le bloc du Tarim. Durant le Silurien (de 443 à 419 Ma), grâce à la fermeture de l’océan Prototéthys, qui s’était ouvert durant l’Édiacarien, le terrane Sud-Kunlun est venu s’adjoindre à l’ensemble Nord-Kunlun-Tarim. Dès lors, le bloc du Tarim était accolé avec ce qui allait devenir beaucoup tard les monts Kunlun. Ce nouveau continent était bordé au sud par l’océan Paléotéthys et cette marge était passive. Les sédiments siluriens ont jusqu’à 2 600 mètres d’épaisseur au centre du bassin du Tarim. Ils ont été érodés au nord et au sud.

Ce micro-continent ne s’est pas agrandi durant le Dévonien (de 419 à 359 Ma) mais il a subi une compression qui a provoqué un soulèvement de la croûte. Les plateaux de Bachu et Tazhong se sont alors élevés. La mer n’a plus recouvert que le centre, où s’est déposé un maximum de 900 mètres de sédiments. À la fin du Carbonifère (de 359 à 299 Ma), le terrane Kazakhstan-Yili-Centre-Tian-Shan, qui s’était séparé du bloc du Tarim lors de l’ouverture de l’océan Sud-Tian-Shan, est revenu s’amalgamer à lui. L’Yili est une rivière des Tian Shan qui coule vers l’ouest du Xinjiang au Kazakhstan, jusqu’au grand lac Balkash. Cette collision a provoqué un soulèvement de la croûte du bloc du Tarim et les sédiments qui s’étaient déposés durant le Carbonifère ont été érodés.

Ce qui s’est passé durant le Carbonifère au nord du Tarim est particulièrement complexe et par conséquent difficile à reconstituer. Des micro-continents et des arcs volcaniques se sont assemblés pour former une grande partie de l’Asie, du Kazakhstan jusqu’à la Mongolie. Cette immense territoire s’appelle la ceinture orogénique centre-asiatique. Le bloc du Tarim s’est en tout cas adjoint à cet ensemble. Durant le Permien (de 299 à 252 Ma), le territoire de l’actuel Xinjiang était constitué, avec une croûte océanique piégée dans la Dzoungarie. L’océan Paléotéthys est entré en subduction sous le bloc du Tarim et un panache a provoqué un abondant volcanisme vers 275 Ma. Il a créé une vaste surface basaltique en son centre, ainsi qu’en Dzoungarie et dans les Tian Shan. La fermeture de cet océan a fait entrer le terrane de Qiangtang en collision avec le Tarim à la fin du Trias (de 252 à 201 Ma) et une chaîne de montagnes s’est élevée. Ce terrane constitue la partie nord du plateau tibétain. Désormais entouré de terres, le bassin du Tarim a reçu des sédiments continentaux durant le Mésozoïque, et non plus des sédiments marins comme durant le Sinien et le Paléozoïque. La dépression de Koutcha, par exemple, a été remplie de dépôts alluviaux et lacustres.

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Zhang Guanlin et al., Tectonic framework and evolution of the Tarim Block in NW China, Gondwana Research 23, 1306–1315, 2013.

Shi Kaibo et al., Sedimentary and evolutionary characteristics of Sinian in the Tarim Basin, Petroleum Research 2, 2017.

Ren Rong et al., Evolution of the Neoproterozoic rift basins and its implication for oil and gas exploration in the Tarim Basin, Petroleum Research 3, 2018.

Zhou Guangyou et al., Discovery of Precambrian thick black mudstones and its implicationfor hydrocarbon exploration in the southwest Tarim Basin, Petroleum Research 3, 2018.

Zhang Guanlin et al., Revisiting the Precambrian evolution of the Southwestern Tarim terrane: Implications for its role in Precambrian supercontinents, Precambrian Research 324, 18–31, 2019.