LVZ - Free

La collision continentale
Michel FAURE
Une convergence lithosphérique à l’origine d’un épaississement
crustal
Les mouvements de la lithosphère
La réalité des plaques lithosphériques et de leurs mouvements à la surface du globe est
bien établie. La sismicité, et plus particulièrement, l’étude des mécanismes aux foyers des
séismes permet de définir des limites de plaques divergentes, coulissantes et convergentes.
Certaines limites sont caractérisées par des failles normales, là où les plaques divergent,
d’autres par des failles inverses, là où les plaques convergent et enfin par des failles coulis-
santes (ou transformantes) qui accommodent des différences de vitesses ou de sens de dépla-
cement entre les plaques. Remarquons que si les failles inverses sont pratiquement absentes
le long de limites divergentes, des failles normales peuvent exister dans certaines limites
convergentes. Un type de faille en lui-même ne suffit pas à définir la nature de la limite de
plaque. Il faut aussi tenir compte des abondances relatives des failles inverses, normales ou
décrochantes. La géodésie (GPS, triangulation, etc.) permet de connaître les mouvements
relatifs « instantanés » des plaques lithosphériques. Le magnétisme des roches (paléomagné-
tisme et inversions magnétiques) fournit des valeurs moyennées sur une plus grande échelle
de temps de 105à 108ans.
La diversité des limites de plaques convergentes
Les limites convergentes sont caractérisées par le phénomène de subduction, c’est-à-dire
le passage d’une plaque lithosphérique sous une autre. Le grand nombre des facteurs interve-
nant dans la subduction permet de comprendre sa diversité. Ainsi, par exemple, on peut évo-
quer : la vitesse de convergence, l’orientation du vecteur de déplacement relatif des deux
plaques par rapport à la limite de plaque, le pendage du plan de Wadati-Benioff, la durée de
la subduction, la taille et l’âge des plaques en présence, etc. Mais le paramètre le plus impor-
tant est la nature pétrologique des plaques lithosphériques. De façon un peu caricaturale, on
peut distinguer deux types de lithosphère en fonction de leur épaisseur et de leur composition
pétrologique. Une lithosphère continentale a une épaisseur moyenne de 120 km alors que cel-
le d’une lithosphère océanique n’est que de 80 à 90 km (fig. 1). Si l’on accepte cette division
Biologie Géologie n° 4-2004 735
Géosciences
➤Mots-clés : collision continentale, convergence lithosphérique, épaissiment crustal, Himalaya,
Alpes, chaînes de collision.
■Michel Faure, Institut des sciences de la Terre d’Orléans (ISTO), Université d’Orléans,
[email protected]

736 Biologie Géologie n° 4-2004
0 km
30 km
120 km
Lithosphère continentale
0 km 10 km 90 km
Lithosphère océanique
Manteau supérieur lithosphérique
péridotites
Croûte
Croûte supérieure : roches sédimentaires
Croûte moyenne : gneiss, migmatites, granites
Croûte inférieure : granulites MOHO
Croûte océanique :
sédiments océaniques
basaltes (pillow lavas)
filons de dolérites
gabbros
cumulats
LVZ
plutôt lherzolite plutôt harzburgite
Manteau asthénosphérique
1. - Schéma montrant la structure des lithosphères continentales et océaniques

Biologie Géologie n°4-2004 737
schématique en lithosphère océanique et lithosphère continentale, il existe 4 cas possibles de
subduction (fig. 2).
– subduction intraocéanique : une lithosphère océanique passe sous une lithosphère océa-
nique ;
– subduction océanique : une lithosphère océanique passe sous une lithosphère continen-
tale, c’est ce phénomène qui est communément appelé «subduction » ;
– subduction d’une lithosphère continentale sous une lithosphère océanique, ce mécanis-
me est aussi appelé «obduction » ;
– subduction de lithosphère continentale sous une autre lithosphère continentale, ou
«collision ».
Remarquons que les deux derniers cas peuvent aussi être considérés comme des «sub-
ductions continentales ». Contrairement à un des postulats de la théorie des plaques des
années 60, il est maintenant prouvé, notamment par la découverte de roches métamorphiques
d’ultra-haute pression (comme les éclogites à coesite-diamant) que la lithosphère continenta-
le peut être enfouie, ou subductée, dans le manteau asthénosphérique à des profondeurs supé-
rieures à la centaine de km.
Définition d’une chaîne de montagnes
L’étude comparée des épaisseurs lithosphériques et crustales en Europe permet de mieux
comprendre ce qu’est une chaîne de montagnes (fig. 3). A l’exception de la Scandinavie, où
elle peut atteindre 180 km, et de la Méditerranée, où elle est de l’ordre de 30 km, l’épaisseur
de la lithosphère continentale, est relativement constante autour de 100 km en moyenne. En
revanche, l’épaisseur de la croûte continentale présente des variations significatives. Il existe
des régions où la croûte continentale est très mince, voire inexistante : c’est le cas notamment
des mers Tyrrhénienne et Ligure dont les parties centrales sont occupées par de la croûte
océanique de 10 à 20 km d’épaisseur. Inversement, la croûte continentale est particulièrement
épaisse sous les chaînes de montagnes récentes : Alpes (60 km), Carpates (50-60 km) et
Pyrénées (50 km). On met ainsi en évidence sous les régions à relief important des «racines
crustales » où l’épaisseur a été doublée (60 km) par rapport à l’épaisseur normale de 30 km
d’une croûte continentale stable.
L’examen d’une carte de l’anomalie de Bouguer en Europe montre clairement que les
anomalies négatives du champ de pesanteur se superposent à ces racines crustales. Ceci est
bien compréhensible puisque à l’emplacement des racines, de la croûte continentale de den-
sité moyenne 2,6 remplace le manteau lithosphérique de densité moyenne 3,2.
Cette constatation est à la base de la définition d’une chaîne de montagnes : c’est une
zone où la croûte continentale est plus épaisse que la normale, mais pas la lithosphère.
Les modalités de l’épaississement crustal
La question qui se pose alors est de déterminer quels sont les processus géologiques à
l’origine de l’épaississement crustal. Théoriquement, trois mécanismes peuvent être invoqués
(fig. 4) : 1) un serrage symétrique (ou coaxial), 2) un cisaillement plat (ou non-coaxial), 3) un
transfert de matériel du manteau dans la croûte. Si les deux premiers mécanismes sont fon-
damentalement tectoniques, le troisième est typiquement magmatique. Le serrage symétrique
est responsable d’une anisotropie des roches, (appelée schistosité ou foliation selon l’impor-
tance des recristallisations métamorphiques associées), verticale et d’une anisotropie linéaire
(ou linéation d’étirement et minérale) verticale. Au contraire, le cisaillement plat (ou chevau-

738 Biologie Géologie n°4-2004
Subduction
intra-océanique
Subduction
continentale
= obduction
Subduction
océanique sous
une lithosphère
continentale =
marge active
Collision
continentale
LVZ
LVZ LVZ
LVZ
LVZ LVZ
LVZ
LVZ
arc volcanique
prisme d'accrétion
nappe ophiolitique
nappe ophiolitique
zone de suture
avant-pays arrière-pays
MOHO
MOHO
MOHO
MOHO
arc magmatique
Manteau lithosphérique
Croûte continentale
Croûte océanique
Asthénosphère
2. - Les différents cas théoriques de subduction

Biologie Géologie n°4-2004 739
90
90
30
70
110
50
110
90
30
70
110
110
30
90
130
110
50
50 90
110
130
170
190
Epaisseur de la lithosphere en km
40
40
40
40
40
30
40
30
40
30
30
30
20
40
20
20
40
30
50
40
50
50
30
20
50
50
Epaisseur de la croûte en km
3. - Cartes comparatives des épaisseurs de croûte et de lithosphère en Europe occidentale