Convergence lithosphérique et collision continentale

Convergence lithosphérique
et collision continentale
I- La convergence de deux plaques lithosphériques a fait disparaître un océan
A- Marqueurs de l’existence d’un ancien océan
1- Marqueurs de l’ouverture de l’océan
Dans les Alpes, on observe des structures en blocs basculés, limitées par des failles normales, remplies
de sédiments du Jurassique inférieur. Ces structures sont scellées de sédiments du Jurassique supérieur.
Elles correspondent à la formation d’une marge passive au début de l’ère secondaire, au Trias.
2- Marqueurs de la lithosphère océanique
On trouve dans les Alpes des ophiolites (assemblages de roches comprenant des péridotites, des
gabbros et des basaltes, parfois associés à des sédiments océaniques), qui sont interprétées comme des
reliques de la lithosphère océanique. Ceci témoigne de la présence d’un océan alpin pendant le Trias et
le Jurassique.
B- Marqueurs de la subduction de la lithosphère océanique
Les roches de la lithosphère alpine présentent souvent des associations minéralogiques caractéristiques
de conditions de haute pression et de relativement basse température. Ces roches sont des basaltes dont
la minéralogie a été transformée par des réactions métamorphiques induites par les conditions de
température et de pression. De telles conditions n’existent que dans les zones de subduction. Ces
indices témoignent donc de la disparition de la lithosphère de l’océan alpin dans une zone de
subduction. Seuls des petits fragments ont été préservés et sont maintenant observés à l’affleurement.
II- Les marqueurs de la collision continentale
A- Des structures particulières
La collision entre deux continents crée des structures tectoniques caractérisant les zones de
raccourcissement : des plis (avec formation de prismes d’accrétion) et des failles inverses. Les failles
inverses correspondent à la localisation des anciennes failles normales de la marge passive de la croûte
européenne. Les failles inverses peuvent être très plates et transporter sur des centaines de kilomètres
des portions de croûte ou de lithosphère de grande taille : on parle de chevauchements, voire de nappes
de charriage, lorsque le déplacement est de l’ordre de plusieurs dizaines de kilomètres. Ces
chevauchements sont dus à une surrection (surélévation d’une région de la Terre pour des raisons
tectoniques).
B- La formation des reliefs
Le raccourcissement et le développement des chevauchements ont pour effet immédiat d’épaissir la
lithosphère continentale de la zone de collision. Cette lithosphère épaissie flotte sur l’asthénosphère ;
un peu à la manière d’un iceberg, sa partie « immergée » est 5 à 6 fois plus épaisse que sa partie
aérienne, ce qui implique qu’une chaîne de montagne présente une racine crustale très profonde.
III- L’évolution de la chaîne de montagnes après la collision
Une chaîne de montagnes subit, entre autres, l’effet de deux phénomènes géologiques :
- D’une part, les roches de la surface de la Terre sont soumises à des processus d’altération et
d’érosion, c’est-à-dire leur destruction par des agents mécaniques (rivières, vent, gel…) ou chimiques
(dissolution des roches et transport des ions). Les produits de démantèlement sont transportés et
déposés dans des bassins sédimentaires.
- D’autre part, la lithosphère flotte sur l’asthénosphère ; si on enlève de la matière en particulier en
érodant les montagnes, on décharge la lithosphère qui va alors remonter, comme un bateau qu’on
allège : c’est le réajustement isostatique.
La topographie d’une chaîne de montagnes est la résultante de trois paramètres : la surrection, l’érosion
et le ré-équilibrage isostatique.
IV- Le cycle des supercontinents