La collision continentale

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 10 5 à 10 8 ans.
La diversité des limites de plaques convergentes
Géosciences
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,
Michel.Faure@univ-orleans.fr
Biologie Géologie n° 4-2004 735

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

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 chevau-
Biologie Géologie n° 4-2004 737

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

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

croûte supérieure fragile
croûte inférieure ductile
MOHO
manteau supérieur lithosphérique
ETAT INITIAL :
Croûte et lithosph ère
d'épaisseur normale
30 km
100 km
LVZ
manteau supérieur asthénosphérique
30 km
Transfert de mati ère du
manteau vers la cro ûte
au cours d'une
subduction
100 km
Arc Magmatique
740 Biologie Géologie n° 4-2004
30 km
100 km
4. - Schéma théorique des mécanismes possibles d’épaississement crustal
LVZ
30 km
100 km
Epaississement
crustal par
serrage coaxial
avec allongement
vertical
Epaississement
crustal par
cisaillement pla
et allongement
subhorizontal
Epaississement
crustal par
magmatisme
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.

Déformation homogène
Déformation hétérogène
γ = tg tgϕ
Profils rhéologiques et discontinuités crustales.
ϕ
axe X
α direction du
cisaillement
axe Z
γ = 2 cotg 22α
X/Z = 1+γ2 1+
5. - Principe du cisaillement simple (déformation homogène) et d’un cisaillement hétérogène
Les variations de comportement rhéologique d’une lithosphère peuvent être représentées
par un diagramme donnant les variations du déviateur des contraintes (paramètre [σ 1 - σ 3] ]/2)
en fonction de la profondeur (z). La grandeur (σ 1 - σ 3 )/2 traduit la « déformabilité » des
roches, (en anglais « strength »). σ 1 est la contrainte principale maximale s’exerçant sur les
matériaux, σ 3 est la contrainte principale minimale, (σ 1 - σ 3 )/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 (σ 1 - σ 3 )/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

15
30
60
90
120
σ1-σ3 (déviateur des contraintes)
loi de Bayerlee (quartz)
Croûte fragile
Croûte ductile
Manteau fragile
(olivine)
Manteau ductile
(olivine)
LVZ
Z (profondeur) km Z (profondeur) km
15
30
0 350
Température (°C)
800 1200
Géotherme
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 (σ 1 - σ 3 )/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 consti-
742 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

B
160
140
120
100
80
60
40
20
0
A
80
80
70
70
Vitesse
mm/an ou km/Ma)
60
60
40
50
50
10
20
30
0
80
40
70
Inde est
Inde ouest
Temps Ma 0
10
20
30 10
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
60
50
30
40
0
10
20

0
100 km
MBT
INDE
Gange
MCT
500 km
Inde
ASIE
Batholite trans-himalayen
INDE
Suture ophiolitique de l'Indus
Haut Himalaya Dalle du Tibet
Bas Himalaya
Siwaliks
Plateau du Tibet
Bramhapoutre
8. - Carte structurale de la chaîne himalayenne (d’après Debelmas et Mascle, 1997 ; Brunel, 1986)
Bloc de Lhassa
Couverture sédimentaire de l'Inde Ophiolites
Granodiorites d'arc
Socle précambrien de l'Inde Roches sédimentaires
téthysiennes
Leucogranites
Suture
MBT MCT FNNH Séries volcano-
KT Obduction duTsang Po sédimentaires
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
Prisme d'accrétion
1
Obduction
2
Ecaillage crustal
3
Propagation de la déformation
4 3 2 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
2
1
1

Atlantique FNP
Central
Golfe du
Mexique FAG
FC
Liguro-
Piemontais
Valaisan
FG
Apulie
Tur
Ir Af
Grande
Inde Inde
Lhassa
Sikhote Alin
Japon
W. Philippines
Indochine
Tethys
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
500
1000
1500
2000
2500
3
2
Inde
Tibet
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
4
1

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
Uplift du plateau
Kunlun
TARIM
Détachement du
manteau lithosphérique
Tianshan
13. - Coupe schématique de l’Asie Centrale à l’échelle de la lithosphère
JUNGGAR
Biologie Géologie n° 4-2004 749
Altai
SIBERIE

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
subduction océanique
ASIE
croûte
déformable
subduction de la plaque indoaustralienne
Océan
indien
Makran
Inde
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

Grenoble
Digne
Turin
back-folding axis
green schists
L’évolution géodynamique des Alpes Occidentales
amphibolite
back-folding back-folding axis axis
Insubric F.
40-50 Ma
Schistes bleus
Eclogite
30-40 Ma
Amphibolite
Schistes verts
green schists
amphibolite
Sens de cisaillement ductile,
métamorphisme et âge associés
15-30 Ma
Schistes verts
Prehnite-pumpellyiite
15. - Carte cinématique des Alpes occidentales (d’après Lemoine et al., 2000)
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 les-
752 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

EUROPE APULIE
Ligne Insubrienne
suture
Zone d'Ivrée
Nappe austro-alpine
Massifs cristallins
externes
Zone dauphino-helvétique
bassin
molassique
MCI
bassin
molassique
0
*
*
Moho Moho
30
Corps d'Ivrée
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.
Biologie Géologie n° 4-2004 755
LVZ
120 LVZ
* Roches métamorphiques de
ultra-haute pression dans les
massifs cristallins internes
(MCI)
16. - Coupe schématique des Alpes occidentales à l’échelle de la lithosphère

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 pen-
756 Biologie Géologie n° 4-2004

5
10
5
10
5
10
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
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

Extension syn-compression
σ 1 horizontal
Suture
Début de l'effondrement gravitaire
σ 1 vertical
bassin
d'avant-chaîne
Extension post-orogénique
granulitisation
en base de croûte
Extrusion d'un coin crustal
bassin
intramontagneux 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
10
20
30
200 300 400 500 600 700 800 900 1000
P (kbar)
Quartz
Coesite
GREENSCHIST
BLUESCHIST
AMPHIBOLITE
Métamorphisme syn-subduction
Exhumation isotherme
ECLOGITE
T (°C)
GRANULITE
Exhumation
avec fusion
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

5 Km
R. Cher
ESTIVAREILLES
Montluçon
46N20
5 Km
Région étudiée
granite
2E40 3E
MEAULNES
Aumance
DENEUILLE
COMMENTRY
DOYET MONTVICQ
S T -
ELOY
50 Km
762 Biologie Géologie n° 4-2004
Sillon
DOYET-MONTVICQ VILLEFRANCHE
COMMENTRY
Stephanien
AUMANCE
VILLEFRANCHE
Montmarault
Houiller
Permien
BOURBON
L'ARCHAMBAULT
décollement hypothétique
roches métamorphiques
3E
Bourbon
l'Archambault
46N20
Dépots Meso-
Cénozoïques
Depots Permiens
Bassin houiller
Stéphanien
Granite de Montmarault
Socle métamorphique
NOYANT
SSW NNE
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).
N

MOHO
Subsidence
Apport sédimentaire
✵ ✵
✵
Surrection
Epaississement
crustal
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

SUTURE :
Limite entre 2 continents
Faille
Circulation atmosphérique normale
ductile Chevauchement crustal
0
Bassin
sédimentaire
Erosion
Erosion
0
30
MOHO
découplage croûte-manteau
MOHO
30
*
LITHOSPHERE
90
LVZ : base de la lithosphère
LVZ
90
Métamorphisme de
Ultra Haute Pression
à coesite-diamant
Coin crustal métamorphisé dans des conditions
de très haute pression en cours d'exhumation
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.
764 Biologie Géologie n° 4-2004
Manteau asthénosphérique
Magmatisme syn à post orogénique
23. - Schéma montrant le couplage entre la collision continentale, ses effets dans la croûte et les effets géodynamiques
de surface
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