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Géosciences 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 coulissantes (ou transformantes) qui accommodent des différences de vitesses ou de sens de déplacement 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 (paléomagnétisme et inversions magnétiques) fournit des valeurs moyennées sur une plus grande échelle de temps de 105 à 108 ans. 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 intervenant dans la subduction permet de comprendre sa diversité. Ainsi, par exemple, on peut évoquer : 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 important 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 celle d’une lithosphère océanique n’est que de 80 à 90 km (fig. 1). Si l’on accepte cette division ➤ 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] Biologie Géologie n° 4-2004 735 736 Biologie Géologie n° 4-2004 120 km 30 km 0 km Croûte 10 km LVZ 90 km plutôt harzburgite 1. - Schéma montrant la structure des lithosphères continentales et océaniques Manteau asthénosphérique plutôt lherzolite Croûte océanique : sédiments océaniques basaltes (pillow lavas) filons de dolérites gabbros cumulats Lithosphère océanique 0 km Manteau supérieur lithosphérique péridotites Croûte moyenne : gneiss, migmatites, granites Croûte inférieure : MOHO granulites Croûte supérieure : roches sédimentaires Lithosphère continentale 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 océanique ; – subduction océanique : une lithosphère océanique passe sous une lithosphère continentale, c’est ce phénomène qui est communément appelé « subduction » ; – subduction d’une lithosphère continentale sous une lithosphère océanique, ce mécanisme 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 « subductions 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 continentale peut être enfouie, ou subductée, dans le manteau asthénosphérique à des profondeurs supérieures 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 densité 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 fondamentalement tectoniques, le troisième est typiquement magmatique. Le serrage symétrique est responsable d’une anisotropie des roches, (appelée schistosité ou foliation selon l’importance des recristallisations métamorphiques associées), verticale et d’une anisotropie linéaire (ou linéation d’étirement et minérale) verticale. Au contraire, le cisaillement plat (ou chevauBiologie Géologie n° 4-2004 737 arc volcanique Croûte océanique Manteau lithosphérique LVZ Subduction intra-océanique LVZ Asthénosphère prisme d'accrétion arc magmatique Croûte continentale MOHO LVZ LVZ Subduction océanique sous une lithosphère continentale = marge active nappe ophiolitique Subduction continentale = obduction MOHO LVZ LVZ avant-pays nappe ophiolitique zone de suture arrière-pays MOHO MOHO LVZ LVZ Collision continentale 2. - Les différents cas théoriques de subduction 738 Biologie Géologie n° 4-2004 Biologie Géologie n° 4-2004 739 70 30 110 90 110 130 90 30 90 110 130 170 110 90 70 50 30 110 190 20 20 40 30 30 40 20 30 30 30 3. - Cartes comparatives des épaisseurs de croûte et de lithosphère en Europe occidentale 90 110 50 50 Epaisseur de la lithosphere en km Epaisseur de la croûte 20 en km 30 40 50 40 50 30 50 40 50 50 40 40 40 40 40 30 km 100 km croûte supérieure fragile croûte inférieure ductile MOHO 30 km 30 km manteau supérieur lithosphérique 100 km LVZ Epaississement crustalpar serrage coaxial avec allongement vertical manteau supérieur asthénosphérique 100 km Epaississement crustal par cisaillement pla et allongement subhorizontal Arc Magmatique ETAT INITIAL : Croûte et lithosph ère d'épaisseur normale Epaississement crustal par magmatisme 30 km Transfert de mati ère du manteau vers la cro ûte au cours d'une 100 km subduction LVZ 4. - Schéma théorique des mécanismes possibles d’épaississement crustal chement) est à l’origine d’une foliation à faible pendage et d’une linéation d’étirement subhorizontale. L’étude des chaînes de montagnes montre que le mécanisme du cisaillement plat associé aux chevauchements prédomine largement. Le principe du cisaillement simple (fig. 5A) est un modèle théorique très schématique. Dans la nature, la déformation est, la plupart du temps, hétérogène, ce qui introduit des complications (fig. 5B). Dans une déformation non-coaxiale, plus le cisaillement, mesuré par le paramètre γ, augmente, plus le grand axe, X, de l’ellipse de déformation se rapproche de la direction de cisaillement et par conséquent l’angle α diminue. Pour des valeurs de γ de l’ordre de 5 ou 6, l’angle α devient très petit. En pratique, il devient alors impossible de distinguer la direction de cisaillement et la direction d’allongement maximum (X), c’est-à-dire que concrètement, il devient légitime de considérer que l’orientation de la linéation d’étirement indique aussi la direction de cisaillement et donc de transport de la matière. Ce postulat est implicitement admis par les géologues qui considèrent que dans les zones profondes et ductiles des chaînes de montagnes, la linéation d’étirement indique la direction de déplacement des nappes de charriage. 740 Biologie Géologie n° 4-2004 γ = tgϕ tg axe X ϕ α direction du cisaillement axe Z γ = 2 cotg 22α X/Z = 1+γ 1+ 2 Déformation homogène Déformation hétérogène 5. - Principe du cisaillement simple (déformation homogène) et d’un cisaillement hétérogène Profils rhéologiques et discontinuités crustales. Les variations de comportement rhéologique d’une lithosphère peuvent être représentées par un diagramme donnant les variations du déviateur des contraintes (paramètre [σ1 - σ3]]/2) en fonction de la profondeur (z). La grandeur (σ1 - σ3)/2 traduit la « déformabilité » des roches, (en anglais « strength »). σ1 est la contrainte principale maximale s’exerçant sur les matériaux, σ3 est la contrainte principale minimale, (σ1 - σ3)/2 exprime donc la contrainte nécessaire à la déformation des roches. L’allure de ces courbes, appelées courbes rhéologiques (fig. 6), dépend de la roche considérée et plus précisément des propriétés physiques des minéraux constitutifs et du géotherme, c’est-à-dire des variations de température avec la profondeur T = f(z). Pour établir ce graphique il faut donc connaître la nature et la proportion relative des minéraux constitutifs des roches le long du profil. En première approximation, on considère que la rhéologie de la croûte continentale est contrôlée par le quartz et celle du manteau est contrôlée par l’olivine car ce sont les minéraux prédominants dans ces enveloppes. De 0 à 15 km de profondeur, la relation entre la profondeur (z) et (σ1 - σ3)/2 est du type P = ρgz (avec ρ : densité, g accélération de la pesanteur). C’est la loi de Bayerlee qui traduit le fait que la croûte se déforme de façon cassante et que la température intervient peu. A Biologie Géologie n° 4-2004 741 σ1-σ3 (déviateur des contraintes) Température (°C) 0 350 800 1200 loi de Bayerlee (quartz) 15 Croûte fragile 15 Croûte ductile 30 30 Manteau fragile (olivine) Géotherme 60 Manteau ductile (olivine) 90 120 LVZ Z (profondeur) km Z (profondeur) km LVZ Profil rhéologique théorique et géotherme correspondant pour une lithosphère continentale simplifiée constituée essentiellement de quartz et olivine. Le comportement rhéologique dépend du géotherme, de la lithologieet de la vitesse de déformation 6. - Exemple de courbe rhéologique de la lithosphère continentale correspondant au géotherme représenté à côté partir de 15 km, la température atteint 350 °C, le quartz devient ductile. Les roches se déforment sans se casser, elles fluent comme des liquides visqueux. La valeur de (σ1 - σ3)/2 décroît exponentiellement jusqu’à 30 km. La forme exponentielle de la loi prend en compte le géotherme et la vitesse de déformation qui est le paramètre le plus important dans la déformation ductile des roches, beaucoup plus que les contraintes. Pour fixer les idées, dans le domaine ductile, la vitesse de déformation est de l’ordre de 10-15 à 10-18 % s-1. C’est très faible, mais si on calcule le nombre de secondes qu’il y a en 1 million d’années, on voit que finalement, la déformation n’est pas du tout négligeable puisqu’elle peut atteindre plusieurs centaines, voire milliers, de %. A 30 km de profondeur, on change de matériau, le minéral dominant est l’olivine, qui dans ces conditions de température (800 à 900 °C) a un comportement fragile de type Bayerlee. Vers 50 km, la température atteint 1 200 °C, l’olivine devient ductile et le manteau se déforme de façon continue jusqu’à la LVZ. Dans la réalité, les variations lithologiques à travers la croûte font que les profils rhéologiques peuvent prendre une forme en dents-de-scie (les anglo-saxons parlent de « l’arbre de Noël rhéologique »). Ces changements de comportements rhéologiques entre des domaines ductiles et cassants successifs permettent de comprendre pourquoi les zones de cisaillement se localisent le long de discontinuités crustales. La limite croûte-manteau ou MOHO consti742 Biologie Géologie n° 4-2004 tue la plus importante de ces discontinuités, mais il en existe d’autres comme l’interface entre les séries sédimentaires de la croûte supérieure et les roches métamorphiques de la croûte moyenne ou encore la limite entre la croûte moyenne hydratée et la croûte inférieure plus « sèche » déjà identifiée par les sismologues comme la discontinuité de Conrad. En Europe occidentale, l’importance de la discontinuité socle-couverture est encore accentuée par l’existence d’évaporites qui même à basse température peuvent se déformer ductilement. Les profils sismiques réalisés à travers les continents montrent l’existence dans la croûte inférieure de nombreux réflecteurs subhorizontaux. On parle de la croûte inférieure litée probablement constituée par des granulites comparables à celles que l’on peut observer dans la zone d’Ivrée des Alpes ou en enclaves dans les basaltes du Massif Central. Le litage de cette croûte inférieure est dû à des cristallisations orientées des minéraux métamorphiques pendant la déformation et aussi, en partie, à des concentrations de fluides comme l’ont montré des forages très profonds. Un exemple : la collision indienne et la formation de l’Himalaya Les preuves de la dérive de l’Inde Bien que l’existence de flores gondwaniennes (comme les fougères arborescentes du genre Glossopteris) en Inde ait depuis longtemps suggéré qu’au Carbonifère ce continent etait plus proche de l’Afrique et de l’Australie que de l’Asie, il est intéressant de remarquer que dans les schémas paléo-géographiques de Wegener, l’Inde reste solidaire de l’Asie. C’est en 1924 que le géologue suisse E. Argand proposa que la chaîne de l’Himalaya soit le résultat d’un rapprochement entre l’Inde et l’Asie. Les conceptions d’Argand ont joué un grand rôle dans l’évolution des idées sur le mobilisme continental, mais pour cet auteur, les déplacements restaient de l’ordre de quelques centaines de km. C’est à partir des années 70, que dans le cadre de la tectonique des plaques, les géologues et les géophysiciens ont pu démontrer que l’Inde s’était déplacée vers le nord de plusieurs milliers de km, environ 6 000 km (fig. 7). Les anomalies magnétiques de l’océan indien et les paléo-latitudes déterminées à partir des roches prélevées sur les continents (Inde, Tibet, Asie centrale) montrent que l’Inde s’est détachée du Gondwana au Crétacé supérieur, il y a environ 100 Ma lorsque l’océan Indien occidental s’est ouvert. Corrélativement, au nord de l’Inde, la convergence est absorbée par la subduction (ou fermeture) vers le nord de l’océan Téthysien sous le Tibet. La structure de l’Himalaya Le schéma structural et la coupe de la chaîne de l’Himalaya montrent les grands traits géologiques de cet orogène (fig. 8, 9). La suture de l’Indus-Zhang Bo correspond à ce qui reste de l’océan Téthys. On reconnaît des nappes ophiolitiques ainsi que des séries sédimentaires (turbidites, flysch à blocs, mélanges) correspondant à un prisme d’accrétion et aux sédiments syn-tectoniques formés lors de la fermeture de la Téthys. • Au nord de la suture, le plateau du Tibet est caractérisé par des séries de grès rouges continentaux et de laves calco-alcalines du Crétacé et quelques calcaires marins d’âge crétacé-éocène. Ces roches sont dans l’ensemble faiblement déformées par des plis droits à grand rayon de courbure, sans schistosité et sans métamorphisme associé. Il existe aussi de vastes plutons de granitoïdes calco-alcalins (granodiorite, diorite) formant le batholite trans-himalayen. Biologie Géologie n° 4-2004 743 A 0 10 0 20 10 30 20 40 30 50 40 60 50 70 60 80 70 80 B 160 Vitesse mm/an ou km/Ma) 140 120 100 80 Inde est 60 40 Inde ouest 20 0 80 70 60 50 40 30 20 Temps 10 Ma 0 7. - Carte de la dérive de l’Inde vers le nord et courbes des vitesses de convergence (d’après Patriat et al., 198) 744 Biologie Géologie n° 4-2004 ASIE Batholite trans-himalayen INDE Suture ophiolitique de l'Indus Haut Himalaya Dalle du Tibet Bas Himalaya MBT MCT Siwaliks Plateau du Tibet Ga ng e B INDE hapoutre ram 500 km 8. - Carte structurale de la chaîne himalayenne (d’après Debelmas et Mascle, 1997 ; Brunel, 1986) Couverture sédimentaire de l'Inde Socle précambrien de l'Inde Leucogranites MBT MCT FNNH Inde Ophiolites Bloc de Lhassa Granodiorites d'arc Roches sédimentaires téthysiennes KT Obduction Suture Séries volcanoduTsang Po sédimentaires 0 100 km 9. - Coupe schématique de l’Himalaya (simplifiée d’après Brunel, 1986) Biologie Géologie n° 4-2004 745 • Au sud, sous les flyschs à blocs, le continent indien est subdivisé en Haut Himalaya, Bas-Himalaya et Sous-Himalaya. Le Haut-Himalaya comprend au nord la zone Téthysienne constituée de roches sédimentaires plissées, déversées au sud et transportées par le chevauchement de Kangmar sur les séries téthysiennes de la « dalle du Tibet ». Il s’agit de roches sédimentaires paléozoïques reposant sur des gneiss à disthène et sillimanite. L’ensemble métamorphique du Haut-Himalaya chevauche le Bas-Himalaya par l’intermédiaire du Chevauchement Central Principal (MCT = Main Central Thrust). Le Bas-Himalaya formé de roches sédimentaires et métamorphiques chevauche également vers le sud des formations terrigènes du Tertiaire inférieur qui constituent la zone sous-himalayenne (ou « collines des Siwaliks »). Ce chevauchement est appelé le Chevauchement Bordier Principal ou MBT (= Main Boundary Thrust). Cette zonation montre clairement que les deux continents qui sont entrés en collision sont très inégalement déformés. Le continent asiatique en position supérieure est peu déformé. Le continent indien en position inférieure est débité en grandes lames crustales séparées par plusieurs chevauchements ductiles : suture ophiolitique, Kangmar, MCT et MBT. La structure de l’Himalaya, bien connue dans la partie centrale, au Népal, se suit tout le long de la chaîne sur près de 2 500 km. Les roches métamorphiques du Haut-Himalaya sont caractérisées par des linéations d’étirement transverses à la chaîne indiquant le sens de déplacement des nappes vers le sud, conformément au modèle du cisaillement simple (fig. 8). La chaîne de l’Himalaya présente aussi un métamorphisme inverse. Pendant que le fonctionnement des cisaillements crustaux, l’empilement d’une nappe plus chaude que l’unité sous-jacente provoque son réchauffement et la formation de nouveaux minéraux métamorphiques de haute température et basse pression comme biotite, grenat, staurotide. Les isogrades du métamorphisme le plus intense (sillimanite, muscovite) s’observent au niveau du contact des nappes. Puis lorsqu’on s’éloigne du contact, la chaleur diminue, le métamorphisme décroît, on observe du grenat associé à de la staurotide puis du grenat et de la biotite. Le métamorphisme s’accompagne de fusion crustale (ou anatexie) à l’origine de plutons leucogranitiques dont la mise en place dans la croûte supérieure est associée à des failles normales. Ainsi, le flanc nord de l’Everest, du côté chinois, est découpé par la faille normale nord himalayenne qui abaisse le compartiment nord (le Tibet) par rapport à l’Himalaya. Un scénario d’évolution probable : découplage croûte manteau et Grande Inde La formation de la chaîne de collision de l’Himalaya se réalise par un empilement crustal édifié progressivement dans le temps et dans l’espace. On observe une migration du nord vers le sud des grands cisaillements crustaux (fig. 10). Dans un premier temps, entre le Crétacé supérieur et l’Eocène inférieur, la disparition de la Téthys est accommodée par sa subduction sous l’Asie à la vitesse de 140 mm.an-1. Au Crétacé supérieur, le sud Tibet est une chaîne de subduction de type andin. La croûte océanique téthysienne est ensuite charriée (obductée) sur la partie la plus septentrionale de l’Inde qui subducte sous le Tibet. La collision se produit au début de l’Eocène, vers 50 Ma. Le continent indien est alors découpé en grandes nappes de charriage par les chevauchements de Kangmar, le MCT puis le MBT. Ce sont ces cisaillements qui sont à l’origine de l’épaississement crustal. Notons que puisque l’océan indien continue actuellement à s’ouvrir, le rapprochement Inde-Asie se poursuit par des déformations intracontinentales à la vitesse de 50 mm.an-1. Les anomalies magnétiques de l’océan Indien montrent que depuis 50 Ma, l’Inde et l’Asie ont connu un raccourcissement intracontinental de l’ordre de 2 500 km. La convergence se poursuit encore actuellement comme en témoigne la sismicité actuelle des Siwaliks et même parfois en Inde. Des considérations structurales, géophysiques et paléogéographiques amènent la plupart des auteurs à 746 Biologie Géologie n° 4-2004 Subduction océanique 1 Obduction 2 1 Ecaillage crustal 2 3 Propagation de la déformation 4 3 Prisme d'accrétion 2 1 1 décollement croûte-manteau 10. - Modèle d’évolution géodynamique de l’Himalaya (d’après Mattauer, 1986) conclure qu’avant la collision, le continent indien s’étendait plus au nord sur environ 1 000 km de large. Ce domaine, situé au nord de l’Inde actuelle et appelé la Grande Inde (Greater India), a donc disparu par subduction sous la chaîne de l’Himalaya (fig. 11). Ce schéma évolutif montre aussi que la collision indienne est responsable d’un épaississement limité à la croûte. On doit donc admettre l’existence d’un découplage mécanique très important entre la croûte et le manteau lithosphérique, au niveau du MOHO. De récentes études de tomographie sismologique ont montré l’existence, dans l’asthénosphère, à l’aplomb du continent indien, d’anomalies positives de la vitesse des ondes P (fig. 12). Ces anomalies sont interprétées comme des panneaux de manteau lithosphérique détachés lors de la collision indienne ou lors de subductions mésozoïques antérieures à la collision. Biologie Géologie n° 4-2004 747 Sikhote Alin Japon Atlantique Central Golfe du Mexique FNP FC Valaisan Tur FAG LiguroPiemontais W. Philippines Indochine FG Ir Af Lhassa Apulie Tethys Inde Grande Inde Antarctique Australie FAG : faille Açores-Gibraltar FNP : Faille Nord Pyrénéenne FC : Faille des Cévennes FG : Faille des Grisons Tur : Turquie Ir : Iran AF : Afghanistan 11. - Reconstruction paléogéographique globale au Jurassique supérieur montrant la Grande Inde et les bassins océaniques alpins : liguro-piémontais et valaisan Inde Tibet 4 500 2 1000 1500 3 1 2000 2500 1 : lithosphère relique de la collision jurassique du bloc de Lhassa avec l'Asie 2 : lithosphère océanique de la subduction andine de la Tethys 3 : lithosphère océanique de la subduction intraocéanique de la Tethys 4 : lithosphère continentale de la Grande Inde 12. - Interprétation des données tomographiques sous l’Inde et le Tibet (d’après Van der Voo et al., 1999). 748 Biologie Géologie n° 4-2004 Les effets à grande distance de la collision indienne La collision continentale ne se limite pas à la zone de contact entre les deux plaques, c’est-à-dire à la chaîne de l’Himalaya. La déformation affecte des régions éloignées de plusieurs centaines voire des milliers de km. Les déformations tertiaires d’Asie s’étendent de l’Himalaya au lac Baïkal et de l’Afghanistan au Vietnam. Le modèle du « poinçon continental rigide » proposé par Molnar et Tapponnier en 1976 est devenu très populaire. Selon ce modèle, la croûte indienne rigide déforme, « poinçonne », la croûte asiatique plus ductile et hétérogène en réactivant certaines structures héritées des tectoniques paléozoïques et mésozoïques. Au nord du Tibet, la compression himalayenne est responsable de la réactivation de failles paléozoïques et de la surrection des chaînes du Kun Lun et du Tian Shan qui peuvent atteindre des altitudes très élevées (entre 3000 et 5000 m). L’Asie Centrale fournit donc un exemple exceptionnel de subduction continentale (fig. 13). Le poinçonnement indien est aussi accommodé par un échappement de l’Asie vers l’est rendu possible grâce à l’existence du bord libre constitué par les zones de subduction de la partie orientale de l’Eurasie sous les plaques Pacifique et Mer des Philippines : arcs des Kouriles, du Japon, de Nankai et des îles Ryukyu, de Manille. Ainsi, au nord de l’Himalaya, le plateau du Tibet est découpé par de grands décrochements sénestres dont la faille de l’Altyn Tag constitue la structure la plus spectaculaire. A l’est, des décrochements lithosphériques accommodent l’extrusion de grands blocs crustaux : Indochine, Chine du Sud, Chine du Nord et Mongolie. Ce déplacement vers l’est s’accompagne d’une distension crustale. C’est ainsi que l’on peut expliquer la formation de plusieurs systèmes de rifts continentaux de direction globale N-S : Tibet central, lac Baïkal, Shanxi. Dans certaines régions, l’étirement crustal est tellement important que la croûte continentale disparaît et est remplacée par de la INDE TIBET Himalaya suture du Tsang-Po TARIM Uplift du plateau Kunlun JUNGGAR Tianshan SIBERIE Altai Détachement du manteau lithosphérique 13. - Coupe schématique de l’Asie Centrale à l’échelle de la lithosphère Biologie Géologie n° 4-2004 749 croûte océanique. Les bassins océaniques de la Mer de Chine du Sud et de la Mer d’Andaman seraient formés de cette manière. Remarquons que le modèle du « poinçon » est bidimensionnel (2D en plan). Il tient peu compte de la dimension verticale. Mécaniquement, l’extrusion latérale vers l’est de l’Asie est incompatible avec la subduction continentale de grande ampleur qu’implique la reconstruction de la « Grande Inde ». Dans l’état actuel des connaissances, il n’existe pas de modèle satisfaisant permettant de concilier les deux interprétations (fig. 14). Deux autres aspects de la collision indienne demeurent encore mal expliqués, il s’agit de la haute altitude (5 000 m en moyenne) du plateau du Tibet et de l’origine de la croûte épaisse de 50 km sous ce plateau. Pour certains auteurs, l’augmentation d’altitude qui est un phénomène très récent d’âge Miocène serait due au détachement d’une partie du manteau lithosphérique (fig. 12). Ainsi, comme un bateau dont la ligne de flottaison remonte si on enlève son lest, l’altitude d’une plaque augmente si elle s’allège en perdant une partie de son manteau lithosphérique. Si cette explication est souvent proposée, le mécanisme conduisant à la perte du manteau reste encore largement inexpliqué. On pourrait invoquer l’action de courants de convection dans l’asthénosphère qui « éroderaient » le manteau lithosphérique ou encore le « détachement en masse » de ce manteau. La racine crustale étant située sous l’Himalaya, c’est-à-dire au Sud du plateau, on ne peut pas invoquer la collision pour rendre compte de l’épaississement crustal du Tibet. Une hypothèse privilégie le rôle de l’héritage tectonique antérieur à la collision indienne. En effet, le Tibet est constitué de plusieurs microcontinents issus du Gondwana et entrés en contact avec l’Asie au Mésozoïque. Il s’agirait donc d’un épaississement fossile. poinçon rigide INDE ASIE croûte déformable subduction de la plaque indoaustralienne Makran su Océan indien Inde céanique no o i t uc bd 14. - Les deux modèles du poinçon rigide et de la subduction continentale de la Grande Inde pour expliquer la tectonique de l’Asie (d’après Mattauer et al., 1999). 750 Biologie Géologie n° 4-2004 Le cas des Alpes franco-italiennes La structure de la chaîne Il ne s’agit pas ici de décrire en détail la structure et l’évolution géodynamique de la chaîne des Alpes qui est également un exemple classique de chaîne de collision. Les Alpes sont étudiées depuis près de deux siècles, il est donc beaucoup plus difficile d’extraire les informations les plus significatives au sein d’une énorme masse de données. En outre, la paléogéographie qui contrôle le dépôt des sédiments ultérieurement tectonisés est beaucoup plus complexe que dans l’Himalaya et par conséquent les structures résultantes sont également assez complexes. Une autre différence entre les deux chaînes est due au fait que la chaîne alpine résulte de la collision de deux continents, l’Europe et l’Apulie, issus d’une même masse continentale initiale, la Pangée, préalablement structurée au Paléozoïque lors de la formation de la chaîne hercynienne. De ce fait, les socles des deux continents possèdent de grandes analogies. D’une manière très simple, la chaîne alpine peut être perçue comme la superposition de trois unités, de bas en haut de l’édifice : a) la croûte continentale de l’Europe, écaillée et métamorphisée à des degrés divers, mais globalement de plus en plus intensément d’Ouest en Est, selon les différents sousdomaines : dauphinois, ultra-dauphinois, sub-briançonnais, briançonnais, massifs cristallins internes ; b) la nappe des schistes lustrés à ophiolites (Viso, Chenaillet, etc.) représentant les reliques de l’océan liguro-piémontais ; c) le socle continental de l’Apulie et sa couverture sédimentaire mésozoïque peu déformée forme le domaine austro-alpin, représenté dans les Alpes Occidentales par les sommets du Cervin et de la Dent Blanche, qui chevauche la suture ophiolitique. Cet empilement est responsable de l’épaississement crustal qui atteint 60 km. Le métamorphisme de haute pression et même d’ultra-haute pression (éclogites à coesite de Dora Maira) démontre que la croûte continentale de la plaque inférieure a connu une subduction continentale puis une exhumation rapide. L’analyse de la déformation ductile, en particulier des linéations d’allongement, du métamorphisme associé à la déformation ductile et des données géochronologiques permettent d’identifier trois grandes phases de déformation et de métamorphisme (fig. 15). a) des cisaillements contemporains d’un métamorphisme de HP/BT daté entre 50 et 40 Ma ; b) des cisaillements vers l’ouest nord-ouest, dans le faciès des schistes verts, d’âge éocène (40-30 Ma) ; c) des cisaillement tardifs vers le NW, d’âge oligo-miocène (30-15 Ma), associés à un très faible métamorphisme (faciès des schistes verts ou des zéolites). Au milieu des années 80, des éclogites à coesite ont été découvertes pour la première fois dans le massif de Dora Maira. Cette découverte a profondément bouleversé les idées sur l’évolution géodynamique de la lithosphère. En effets ces minéraux de ultra-haute pression indiquent que des roches continentales peuvent être subductées à des profondeurs asthénosphériques puisque la stabilité de la coesite implique des pressions de 3 Gpa, correspondant à des profondeurs de l’ordre de la centaine de km. Cependant, l’âge du métamorphisme de HP et UHP reste un problème. Des datations radiométriques (Ar/Ar notamment) indiquent un âge crétacé pour cet événement qualifié de « eo-alpin » précoce. D’autres datations (U/Pb, Sm/Nd) donnent des âges éocène. De nombreux géologues alpins considèrent que le métamorphisme de HP et UHP est éocène, les âges crétacés étant dus à des problèmes d’excès d’argon dans les minéraux. Cependant, d’autres considérations géologiques, comme les flyschs crétacés, suggèrent aussi l’existence d’un événement eo-alpin. Biologie Géologie n° 4-2004 751 ing axis back-fold green schists amphibolite Insubric F. Grenoble amphibolite Sens de cisaillement ductile, métamorphisme et âge associés Turin 40-50 Ma Schistes bleus Eclogite 30-40 Ma Amphibolite Schistes verts bac k-fo gre e ns ldin Digne ga ch ists xis 15-30 Ma Schistes verts Prehnite-pumpellyiite 15. - Carte cinématique des Alpes occidentales (d’après Lemoine et al., 2000) L’évolution géodynamique des Alpes Occidentales Les auteurs s’accordent sur les grandes étapes de la formation de la chaîne. On distingue ainsi : – le rifting du Trias supérieur au Jurassique : après une période de distension intracontinentale au Trias-Lias, l’océan Liguro-Piemontais s’ouvre du Jurassique moyen au Crétacé inférieur (fig. 11) ; – la subduction océanique commence dès le début du Crétacé inférieur (90-80 Ma) comme en témoignent les flyschs (p. ex. flyschs à Helminthoïdes de l’Embrunais) interprétés comme des dépôts de prisme d’accrétion ; – la subduction continentale qui succède à la subduction océanique reste mal datée. Pour certains auteurs, elle commence au Crétacé supérieur (vers 80-70 Ma) pendant la phase eoalpine. Elle serait responsable de la déformation syn-métamorphe, en contexte de haute à ultra-haute pression des massifs cristallins interne (Mont Rose, Grand Paradis, Sesia) ; – la collision atteint son climax au Paléocène (vers 50 Ma). La propagation de la déformation d’est en ouest est bien analysée par la migration des bassins turbiditiques dans les752 Biologie Géologie n° 4-2004 quels se déposent des flyschs. Ainsi, dans la zone briançonnaise, les flyschs à blocs sont d’âge éocène alors que dans les zones ultra-helvétique et helvétique, ils sont Eocène supérieur à Oligocène. Au nord et à l’ouest de la zone helvétique, des dépôts molassiques peu profonds se forment au front de la chaîne entre l’Oligocène supérieur et le Miocène. Les traits originaux des Alpes comparés à ceux de l’Himalaya Des ophiolites atypiques Dans les Alpes occidentales, les ophiolites sont très bien exposées dans des massifs célèbres : Viso, Chenaillet, Queyras. Les roches basiques ou ultrabasiques sont recouvertes par des radiolarites du Jurassique moyen et par des calcaires ou des schistes noirs du Crétacé. Contrairement à d’autres séries ophiolitiques (Oman, Nouvelle-Calédonie, etc.), le réseau filonien de diabase est absent, les gabbros sont rares et les massifs ultrabasiques modestes. On observe souvent des roches sédimentaires directement posées sur des serpentinites ce qui témoigne d’une altération et d’une dénudation du manteau avant la tectonique alpine. On rencontre également des ophicalcites qui sont des brèches à fragments de gabbro ou de serpentinite dans une matrice carbonatée. Ces roches peuvent être considérées comme des brèches hydrauliques témoignant d’une importante circulation de fluides le long de failles. Plus généralement, l’abondance de brèches de roches basiques, de grès gabbroïques et de hyaloclastites montrent l’existence d’un détritisme ophiolitique, connu par ailleurs dans d’autres environnements sous-marins comme des failles transformantes ou des zones de démantèlement d’ophiolites (c’est le cas par exemple au Japon sud-ouest). Ces faits sont invoqués pour considérer que l’océan liguro-piémontais était de petite taille (moins de 1 000 km) et compartimenté par plusieurs failles transformantes. En Savoie et en Suisse, on connaît aussi des ophiolites dans le domaine valaisan. Il s’agit sans doute d’un petit bassin océanique situé à l’ouest de l’océan liguro-piemontais (fig. 11). Ainsi l’océan alpin se révèle être un bassin de taille modeste qui n’est qu’un appendice de l’Atlantique central, limité par les failles transformantes des Açores-Gibraltar au sud et des Grisons au nord. De même, il se pourrait que l’ouverture du petit bassin valaisan soit contrôlée par des décrochements tardi-hercyniens réactivés comme la faille des Cévennes et la faille nord pyrénéenne. Une marge passive assez bien préservée Malgré la déformation alpine, responsable de « l’inversion tectonique », des structures contemporaines du stade de rifting peuvent encore être identifiées dans la zone helvétique. La région du Taillefer-col du Lautaret est un site classique où l’on retrouve des blocs basculés limités par des failles normales et des discordances progressives dues à la sédimentation synrift. Des structures comparables, non reprises (non-inversées) par l’orogenèse alpine, se rencontrent dans le bassin du sud-est et jusqu’à la marge ardéchoise. La faille des Cévennes constitue la limite occidentale de ce domaine en distension, formé lors de l’ouverture de l’océan liguro-piémontais. Un « couvercle » des nappes de socle austro-alpines Contrairement à l’Himalaya, dans les Alpes, les nappes ophiolitiques ne représentent pas les unités les plus élevées de l’édifice. Des nappes crustales formées d’un socle de roches métamorphiques et magmatiques paléozoïques et d’une couverture de séries sédimentaires mésozoïques recouvre les ophiolites. Il s’agit des nappes austro-alpines, le fameux « traîneau écraseur » de P. Termier, très développées dans les Alpes orientales (Autriche, Suisse, Italie). Biologie Géologie n° 4-2004 753 Dans les Alpes franco-italiennes, elles forment les klippes modestes, mais spectaculaires, de la Dent Blanche ou du Cervin. Le problème de la zone Sesia Le massif de Sesia constitue le massif cristallin interne le plus oriental des Alpes francoitaliennes. Il est constitué de roches métamorphiques de haute pression (c’est dans cette zone que se trouve le remarquable Monte Mucrone qui est un granite hercynien entièrement éclogitisé). Pour de nombreux auteurs, la zone Sesia appartiendrait à la partie la plus inférieure des nappes austro-alpines. Cependant, l’intensité du métamorphisme et de la déformation subis par ces roches suggèrent qu’elles appartiennent plutôt à la croûte européenne profondément subductée. Cette question importante, puisqu’elle conditionne la position de la suture alpine, reste encore débattue. Le problème du « corps d’Ivrée » On sait depuis longtemps qu’il existe une très forte anomalie positive de gravité à l’aplomb de la zone d’Ivrée, appelée le « corps d’Ivrée ». La modélisation de cette anomalie indique qu’elle diminue vers l’ouest. Le profil ECORS-Alpes confirme également l’existence du corps d’Ivrée. De nombreux auteurs considèrent que le corps d’Ivrée est constitué par du manteau lithosphérique apulien venant « poinçonner » l’empilement des nappes. Cette interprétation implique que la limite lithosphérique que représente la suture ophiolitique soit cisaillée. Un tel processus est mécaniquement très difficile. Une autre possibilité serait de considérer que les roches denses qui constituent le corps d’Ivrée ne sont pas du manteau, mais de la croûte continentale éclogitisée (fig. 16). Il est alors intéressant de remarquer que l’anomalie de gravité se trouve au-dessus du massif éclogitique de Dora Maira. Les éléments manquants Il est bien sûr plus difficile de discuter de l’absence d’un fait que de sa présence, mais on peut néanmoins souligner les traits suivants. Absence d’arc magmatique. Bien que l’on connaisse des formations terrigènes remaniant des éléments volcaniques calco-alcalins (p. ex. flyschs oligocènes de Taveyannaz), contrairement à l’Himalaya, il n’existe pas dans les Alpes d’arc magmatique correspondant à la subduction anté-collisionnelle. Ce fait est généralement expliqué par la brièveté de la subduction et son faible pendage (il s’agit d’une subduction forcée d’une lithosphère jeune). Absence de fusion crustale. Contrairement aux chaînes himalayenne ou hercynienne, l’anatexie crustale et le plutonisme sont pratiquement absents dans les Alpes. Les petits massifs granitiques de Bergell et d’Adamello à la frontière italo-helvétique ainsi que le dôme du Tessin sont les rares représentants des phénomènes thermiques post-collisionnels (fusion crustale ou métamorphisme de HT) dans la chaîne alpine. Certains auteurs considèrent que des plutons granitiques sont présents en profondeur mais pas encore exposés à la surface. Cet argument se heurte à la présence de roches de ultra-haute pression formées plus profondément et pourtant elles déjà exhumées. Une autre hypothèse séduisante est de considérer que les roches continentales qui constituent la chaîne alpine ne sont plus « fertiles ». En effet, ces roches ayant déjà exprimé des liquides magmatiques lors de l’orogenèse hercynienne, leurs potentialités comme sources de magmas pendant l’orogenèse alpine sont quasi nulles. 754 Biologie Géologie n° 4-2004 Biologie Géologie n° 4-2004 755 LVZ Moho Corps d'Ivrée ** * Roches métamorphiques de ultra-haute pression dans les massifs cristallins internes (MCI) LVZ Moho 16. - Coupe schématique des Alpes occidentales à l’échelle de la lithosphère Le corps d'Ivrée correspond à une anomalie de gravité positive. Il est souvent interprété comme un coin de manteau apulien, mais une autre possibilité serait de considérer qu'il s'agit dela croûte continentale européenne éclogitisée dans des conditions d'ultra-haute pression. 120 30 0 bassin molassique APULIE Massifs cristallins Nappe austro-alpine Ligne Insubrienne externes suture Zone d'Ivrée Zone dauphino-helvétique bassin MCI molassique EUROPE Les caractères généraux des chaînes de collision Les marqueurs de la collision A la lumière des exemples précédents, plusieurs critères d’identification d’une chaîne de collision peuvent être mis en avant. Cependant, certains caractères, bien que nécessaires ne sont pas suffisants pour conclure à une collision continentale. On retiendra la présence des éléments suivants : – une suture ophiolitique entre deux continents, mais il existe des nappes ophiolitiques sans collision ; – des traces de subduction océanique précédant la collision : arc magmatique, prisme d’accrétion dans la plaque supérieure ; – des traces de marge passive inversée dans la plaque inférieure ; – des preuves d’épaississement crustal d’origine tectonique : nappes, chevauchements ; – des marques d’un métamorphisme de haute pression et/ou un métamorphisme inverse (selon le modèle classique du « fer à repasser ») dans les nappes crustales de la plaque inférieure ; – une racine crustale mise en évidence par la sismologie ou la gravimétrie ; – un relief important dans les chaînes récentes, mais tous les reliefs élevés ne résultent pas de collision. Les conséquences géologiques de la collision Les deux derniers critères s’appliquent aux chaînes récentes, ils manquent la plupart du temps dans les chaînes anciennes. En effet, afin de retrouver son équilibre isostatique, une croûte continentale, mécaniquement et thermiquement perturbée par l’épaississement, va recouvrer son épaisseur initiale en faisant disparaître le relief et la racine, on parle de « desépaississement crustal ». Intuitivement, il est facile de concevoir que le relief que constitue une chaîne de montagne est un site privilégié pour l’érosion. Il est classique d’observer dans les chaînes anciennes que le relief a été arasé et que les anciennes structures, comme les plis, sont recouvertes en discordance par des dépôts terrigènes. Cependant, la comparaison des volumes érodés, estimés à partir de la profondeur de formation des roches métamorphiques affleurantes et des volumes de roches sédimentaires déposées dans les bassins autour des chaînes montre que le compte n’y est pas. Même importante, l’érosion seule ne peut pas rendre compte de la mise à l’affleurement de roches métamorphiques et magmatiques formées profondément dans la croûte. Il est nécessaire de faire aussi appel à des mécanismes tectoniques pour expliquer l’exhumation des racines des chaînes. L’instabilité gravitaire créée par l’épaississement constitue le moteur de la tectonique de des-épaississement. Ainsi on peut dire qu’une chaîne de montagnes porte en elle même les germes de sa disparition car elle s’écroule sous son propre poids. Plusieurs phénomènes accompagnent le des-épaississement crustal. Effets mécaniques : compression et extension Les cisaillements plats sont responsables de l’épaississement crustal. Au cours de la déformation ductile, les roches acquièrent des anisotropies planaire (foliation) et linéaire (linéation) irréversibles qui conditionnent leur comportement rhéologique ultérieur. Contrairement à une idée répandue dans les années 80, la déformation ductile des roches ne signifie pas nécessairement tectonique compressive. On a pu établir, par l’étude des cordillères nord-américaines notamment, que de grandes failles normales ductiles à faible pen756 Biologie Géologie n° 4-2004 dage pouvaient se former dans la croûte moyenne et inférieure et exhumer les roches métamorphiques de la croûte profonde dans des dômes métamorphiques (fig. 17). Dans une chaîne de montagnes, la tectonique extensive peut se produire soit pendant la compression : c’est l’extension syn-orogénique, soit après la compression : c’est l’extension tardi- à post-orogénique (fig. 18). Dans l’Himalaya, le fonctionnement simultané de la faille normale nord himalayenne et du MBT illustre bien l’extension syn-orogénique (fig. 9). Dans les Alpes, la faille normale du Viso est aussi une structure importante pour accommoder le des-épaississement. Des modélisations analogiques, (fig. 19) reproduisent l’exhumation d’un coin crustal limité à sa base par un chevauchement et à son toit par une faille normale. Comme le moteur de l’exhumation est la poussée d’Archimède qui fait remonter les unités les plus légères, l’érosion, en allégeant le coin crustal accélère son exhumation. 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 5 10 5 10 5 10 Modèle d'exhumation de roches metamorphiques profondes et de formation d'un dôme métamorphique (metamorphic core complex) avec un étirement horizontal de la croûte de 55% 17. - Schéma de formation d’un dôme métamorphique (Metamorphic Core Complex) montrant l’exhumation des roches métamorphiques (d’après Spencer, 1984). Biologie Géologie n° 4-2004 757 Extrusion d'un coin crustal Extension syn-compression σ1 horizontal Suture Début de l'effondrement gravitaire bassin σ1 vertical bassin d'avant-chaîne intramontagneux Extension post-orogénique granulitisation en base de croûte bassin d'avant-chaîne demi-grabben magmatisme crustal 18. - Les divers cas d’extension dans les chaînes de montagnes (d’après Malavieille, 1993) 758 Biologie Géologie n° 4-2004 erosion erosion 19. - Modélisation analogique de l’exhumation d’un coin crustal pendant une compression et favorisé par l’érosion (d’après Chemenda et al., 1996) Biologie Géologie n° 4-2004 759 Effets métamorphiques Au cours de son histoire, une roche impliquée dans la formation d’une chaîne va connaître des successions de conditions de pression (P) et de température (T) qui peuvent être quantifiées par l’étude des minéraux métamorphiques. On représente graphiquement ces variations thermodynamiques par des diagrammes de trajets P-T. Quand les conditions le permettent, le trajet P-T peut aussi être paramétré en fonction du temps. Le trajet rétrograde contemporain de l’exhumation peut s’accompagner ou non de fusion crustale (fig. 20). En profondeur, l’extension ductile, contemporaine du métamorphisme granulitique de haute température dû au flux thermique du manteau, est responsable de la formation de la croûte inférieure litée. 0 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 T (°C) GREENSCHIST AMPHIBOLITE GRANULITE BLUESCHIST Exh um a 10 tz ite bd -su Coes yn Quar es ism 20 Exhumation avec fusion rme rph ECLOGITE th e mo is o éta M n io t ti uc on 30 P (kbar) Exemples d'évolutions pression-température associées à la subduction continentale et à l'exhumation déterminées par l'étude des minéraux métamorphiques. Les différents domaines de pressions et de températures (éclogite, amphibolite, etc.. ) correspondent à des assemblages minéralogiques caractéristiques pour des compositions chimiques données. 20. - Trajets P-T suivis par les roches continentales impliquées dans la subduction continentale et l’exhumation 760 Biologie Géologie n° 4-2004 Effets magmatiques L’épaississement crustal a pour conséquence d’élever le géotherme, notamment à cause de l’accroissement des éléments radiogéniques. La fusion crustale, favorisée par une abondance de fluides, produit des migmatites et des granites alumineux (à muscovite, cordiérite, grenat). A propos du magmatisme, il est important de distinguer clairement trois aspects : i) la profondeur et la composition des sources des magmas, ii) les modalités de transport des liquides magmatiques dans la croûte et iii) la mise en place finale des plutons. On constate que les roches granitiques possèdent souvent des structures planaires et linéaires qui permettent de construire la structure interne d’un pluton. Le passage progressif entre des structures acquises à l’état magmatique (au cœur des massifs) et à l’état solide après la cristallisation (sur les bordures des plutons) démontre le caractère syntectonique des plutons. A cet égard, la chaîne hercynienne fournit de nombreux exemples de plutons mis en place dans des contextes tectoniques décrochants, comme dans le Massif armoricain, ou extensifs, comme dans le Massif Central. Effets sédimentaires Les produits de l’érosion de la chaîne vont s’accumuler dans des bassins sédimentaires. On en distingue deux grandes catégories. Les bassins intramontagneux sont des réceptacles de petite taille, limités au moins d’un côté par une faille normale (fig. 18). Ces demi-grabens sont l’expression de surface de la tectonique extensive au cœur de la chaîne en voie de desépaississement. Dans le Massif Central, les bassins houillers de Saint-Etienne, Graissessac ou Montluçon sont des exemples classiques de ce type de bassin intramontagneux formés pendant l’effondrement gravitaire de la chaîne hercynienne. Les bassins d’avant-pays ou bassin flexuraux représentent les sites d’accumulation des produits terrigènes ayant connu un certain transport. Il s’agit de dépressions synclinales formées par flexuration de la lithosphère en réponse à l’épaississement de l’arrière-pays (fig. 21). Le « sillon molassique périalpin » ou le « bassin molassique sous-himalayen » correspondent à de telles structures. Rôle et devenir du manteau lithosphérique Une chaîne de montagnes résultant d’un épaississement crustal, le manteau qui supporte cette croûte doit nécessairement se décoller au niveau du MOHO et s’enfoncer dans l’asthénosphère (fig. 22). C’est exactement ce que montre la tomographie sismologique (fig. 12). Cette délamination lithosphérique a d’importantes conséquences géodynamiques. En profondeur, la substitution de manteau lithosphérique froid par du manteau asthénosphérique chaud est susceptible de déclencher la fusion crustale à cause de l’apport de chaleur et de fluides. En outre, la remontée d’asthénosphère peut aussi engendrer directement des magmas basaltiques par fusion partielle. En surface, l’allègement de la plaque produit une surrection (uplift) de la topographie (cf. cas du plateau tibétain, fig. 13). Notons que surrection ou formation du relief n’est pas synonyme d’exhumation qui est la mise à l’affleurement de roches métamorphiques. Enfin, nous évoquerons ici, sans le développer, le rôle important joué par la collision continentale sur l’évolution du climat. Intuitivement, on conçoit facilement que la formation d’un relief va modifier les circulations atmosphériques, le régime des précipitations et la distribution des températures sur de vastes surfaces. Ces perturbations auront en retour des conséquences sur l’installation du réseau hydrographique, le drainage et le stockage des matériaux terrigènes dans les bassins sédimentaires. Biologie Géologie n° 4-2004 761 2E40 her R. C 3E Bourbon l'Archambault MEAULNES NOYANT A um a nce AUMANCE DENEUILLE N VILLEFRANCHE ESTIVAREILLES Montluçon 46N20 DOYET MONTVICQ Ho uil ler Montmarault 46N20 3E Si l Région étudiée lon COMMENTRY Dépots MesoCénozoïques Depots Permiens Bassin houiller Stéphanien Granite de Montmarault STELOY 50 Km Socle métamorphique SSW NNE COMMENTRY DOYET-MONTVICQ VILLEFRANCHE Stephanien Permien 5 Km granite BOURBON L'ARCHAMBAULT 5 Km décollement hypothétique roches métamorphiques 21. - Exemple de bassin intramontagneux en demi-graben dont l’ouverture est contrôlée par une faille normale listrique. Cas des bassins houillers d’âge carbonifère supérieur (Stéphanien) du Nord du Massif Central (Faure, 1995). 762 Biologie Géologie n° 4-2004 Surrection ir e Appor t sédimenta Subsidence Epaississement crustal MOHO Flexuration de la lithosphère 22. - Schéma conceptuel d’un bassin flexural ou d’avant-pays formé en réponse à l’épaississement crustal de l’arrière-pays ✵ ✵ ✵ Un phénomène fondamental dans le cycle des mégacontinents La collision continentale est un processus géodynamique majeur de la lithosphère. C’est en effet un des mécanismes permettant le couplage entre la croûte et le manteau. Les récentes données tomographiques suggèrent que le volume de croûte continentale recyclée dans le manteau a été jusqu’à présent sous-estimé. Les couplages entre les processus géodynamiques internes et externes par l’intermédiaire de la collision sont des sujets de recherche en plein développement. Leur présentation et leur discussion dépassent le cadre de cet exposé. La collision est aussi responsable du rassemblement régulier et périodique des masses continentales en mégacontinents. Dans l’histoire du globe, on commence à identifier des cycles de rassemblement et de dispersion des mégacontinents avec une périodicité de l’ordre de 350-400 Ma. La Pangée, formée vers 300-250 Ma, après l’orogenèse hercynienne, est le dernier et le mieux connu de ces mégacontinents. Son éclatement au Mésozoïque puis son regroupement est à l’origine des chaînes de collision « alpino-himalayennes ». Le rassemblement de tous les continents n’est pas encore achevé, puisque la collision Eurasie-Australie commence à peine au sud de l’Indonésie (Timor, Papouasie-Nouvelle-Guinée) et que l’Atlantique n’a pas encore débuté sa fermeture, ce qui ne saurait tarder, à l’échelle géologique bien sûr! Avant la Pangée, on identifie les mégacontinents Rodinia vers 750-600 Ma et Columbia vers 1200-1000 Ma. Ces reconstructions paléogéographiques, fondées sur le paléomagnétisme, les corrélations de formations remarquables (comme les dépôts glaciaires) ou l’analyse structurale des chaînes issues des collisions, restent encore débattues et constituent une des voies de recherche en sciences de la Terre. Biologie Géologie n° 4-2004 763 ■ Métamorphisme de Ultra Haute Pression à coesite-diamant LVZ MOHO * Coin crustal métamorphisé dans des conditions de très haute pression en cours d'exhumation Magmatisme syn à post orogénique Manteau asthénosphérique LVZ : base de la lithosphère MOHO découplage croûte-manteau Erosion Bassin sédimentaire Chevauchement crustal 90 30 0 23. - Schéma montrant le couplage entre la collision continentale, ses effets dans la croûte et les effets géodynamiques de surface Schéma de l'exhumation d'un bloc crustal subducté à grande profondeur dans l'asthénosphère, puis exhumé grâce au jeu simultané d'un chevauchement et d'une faille normale. Les croix allongées symbolisent la déformation ductile syn-métamorphe de la croûte continentale. 90 30 0 Erosion SUTURE : Limite entre 2 continents Faille normale Circulation atmosphérique ductile LITHOSPHERE 764 Biologie Géologie n° 4-2004
