La collision continentale

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