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- 


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 


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 


crustal par 

cisaillement pla 

et allongement 

subhorizontal 


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 


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- 


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. 


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) 


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) 


• 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 


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. 


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). 


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 


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). 


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. 


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- 


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). 


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. 


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. 


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- 


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). 


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) 


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) 


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 


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. 


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 


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 


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. 


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. 


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 

■

La collision continentale

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