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Formation et évolution des chaînes de montagne associées au cycle alpin Préparation à l’Agrégation, Université d’Orsay. Correction de l’écrit –proposée par M. Rodriguez [email protected] Introduction C’est avec la publication en 1779 du « voyage dans les Alpes » d’Horace Bénédicte de Saussure, qui consigne les premières observations de structures compressives (plis), qu’apparaît la question de la formation des chaînes de montagnes. Ces travaux marquent la naissance de la géologie structurale, qui n’aura cesse de se développer au cours du XIX°siècle, avec l’étude toujours plus aboutie des Alpes européennes. Les travaux les plus remarquables sont ceux de Marcel Bertrand, qui mit en évidence le processus de nappes de charriage à partir de l’exemple de la nappe de Digne, et démontra que les roches au sein de la nappe ont été déplacées sur plusieurs dizaines voire centaines de kilomètres sur une faille inverse à pendage sub-horizontal. Ce mode de déformation résulte d’un raccourcissement bien plus prononcé que les plis observés par De Saussure. Observations du métamorphisme dans les chaînes de montagne dès le XIX°siècle (travaux de Gressly, puis Eskola), et mise en évidence des mouvements verticaux des roches, accompagnés de changement de pression et de température. [Métamorphisme : ensemble des transformations chimiques, minéralogiques et structurales que subit une roche lorsqu’elle est soumise à des conditions de pression et de température différentes de celles ayant gouverné sa formation. Ces transformations ont lieu à l’état solide.] En parallèle des travaux de géologie de terrain, l’étude du champ gravimétrique révèle une caractéristique fondamentale des chaînes de montagnes : la présence d’anomalies de Bouguer négatives (-130 mGal pour les Alpes européennes, -500 mGal pour l’Himalaya). Les anomalies de Bouguer sont obtenues après corrections de la valeur mesurée de l’intensité du champ gravimétrique (correction de plateau, correction à l’air libre, correction de la valeur théorique du champ de gravité). Ces corrections permettent d’isoler la part du signal gravimétrique due aux hétérogénéités de distribution des masses dans la première centaine de kilomètre de la Terre. L’interprétation des anomalies de Bouguer négatives résista longtemps aux géophysiciens : comment expliquer que les montagnes sont des zones de déficit de masse alors que leur topographie suggère au contraire une accumulation de matière ? Airy apporta les premiers éléments de réponse : la topographie est compensée en profondeur par une racine crustale, à la manière d’un Iceberg dont la partie émergée est compensée par une partie immergée. Dans le cas des chaînes de montagne, la racine crustale de densité ~2.7 prend place au sein du manteau lithosphérique, de densité ~3.3. Par rapport à un modèle de Terre à enveloppes concentriques et à distribution de masse homogène, la présence d’une racine crustale induit un déficit de masse à l’origine des anomalies de Bouguer négatives. Ceci démontre que les chaînes de montagnes sont des zones d’épaississement crustal, résultant de l’empilement des nappes de charriage mises en évidence par les géologues de terrain. La surcharge exercée par la

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Page 1: Préparation à l’ Agrégation, Université d’ Orsay ... · Une chaîne de montagne se caractérise par du métamorphisme indiquant ... soulèvement topographique des chaînes

Formation et évolution des chaînes de montagne associées au cycle alpin

Préparation à l’Agrégation, Université d’Orsay.

Correction de l’écrit –proposée par M. Rodriguez

[email protected]

Introduction

C’est avec la publication en 1779 du « voyage dans les Alpes » d’Horace Bénédicte de Saussure, qui

consigne les premières observations de structures compressives (plis), qu’apparaît la question de la

formation des chaînes de montagnes. Ces travaux marquent la naissance de la géologie structurale, qui

n’aura cesse de se développer au cours du XIX°siècle, avec l’étude toujours plus aboutie des Alpes

européennes. Les travaux les plus remarquables sont ceux de Marcel Bertrand, qui mit en évidence le

processus de nappes de charriage à partir de l’exemple de la nappe de Digne, et démontra que les

roches au sein de la nappe ont été déplacées sur plusieurs dizaines voire centaines de kilomètres sur

une faille inverse à pendage sub-horizontal. Ce mode de déformation résulte d’un raccourcissement

bien plus prononcé que les plis observés par De Saussure.

Observations du métamorphisme dans les chaînes de montagne dès le XIX°siècle (travaux de Gressly,

puis Eskola), et mise en évidence des mouvements verticaux des roches, accompagnés de changement

de pression et de température. [Métamorphisme : ensemble des transformations chimiques,

minéralogiques et structurales que subit une roche lorsqu’elle est soumise à des conditions de

pression et de température différentes de celles ayant gouverné sa formation. Ces transformations ont

lieu à l’état solide.]

En parallèle des travaux de géologie de terrain, l’étude du champ gravimétrique révèle une

caractéristique fondamentale des chaînes de montagnes : la présence d’anomalies de Bouguer

négatives (-130 mGal pour les Alpes européennes, -500 mGal pour l’Himalaya). Les anomalies de

Bouguer sont obtenues après corrections de la valeur mesurée de l’intensité du champ gravimétrique

(correction de plateau, correction à l’air libre, correction de la valeur théorique du champ de gravité).

Ces corrections permettent d’isoler la part du signal gravimétrique due aux hétérogénéités de

distribution des masses dans la première centaine de kilomètre de la Terre. L’interprétation des

anomalies de Bouguer négatives résista longtemps aux géophysiciens : comment expliquer que les

montagnes sont des zones de déficit de masse alors que leur topographie suggère au contraire une

accumulation de matière ? Airy apporta les premiers éléments de réponse : la topographie est

compensée en profondeur par une racine crustale, à la manière d’un Iceberg dont la partie émergée est

compensée par une partie immergée. Dans le cas des chaînes de montagne, la racine crustale de

densité ~2.7 prend place au sein du manteau lithosphérique, de densité ~3.3. Par rapport à un modèle

de Terre à enveloppes concentriques et à distribution de masse homogène, la présence d’une racine

crustale induit un déficit de masse à l’origine des anomalies de Bouguer négatives. Ceci démontre que

les chaînes de montagnes sont des zones d’épaississement crustal, résultant de l’empilement des

nappes de charriage mises en évidence par les géologues de terrain. La surcharge exercée par la

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topographie induit la flexure de la lithosphère (Vening-Meinesz), à l’origine de bassins flexuraux qui

bordent les montagnes (exemples des bassins molassiques Suisse et Padan pour les Alpes franco-

italiennes).

Fig. 1 : profil d'anomalies de Bouguer à travers les Alpes

Dès le début du XX° siècle, l’essentiel des éléments permettant la définition d’une chaîne de montagne

sont donc bien établis : une chaîne de montagne est une zone de topographie positive, compensée en

profondeur par une racine crustale, résultant d’un épaississement de la croûte continentale sous l’effet

de déformations compressives (plis) et de l’empilement d’écailles ou de nappes de charriage par des

failles inverses. Une chaîne de montagne se caractérise par du métamorphisme indiquant

l’enfouissement en profondeur puis l’exhumation de roches vers la surface.

Pourtant, les scientifiques du XIX° siècle et de la première moitié du XX° peinent à intégrer

l’ensemble de ces informations dans un modèle synthétique de formation et d’évolution des chaînes de

montagne. Dans les années 1820, Elie de Beaumont proposait que les chaînes de montagnes dérivent

de la contraction thermique de l’écorce terrestre, qui serait responsable de plis à grande longueur

d’onde déformant la surface de la Terre. Plis, failles inverses, nappes de charriage, métamorphisme

sont dans ce cadre la conséquence de glissement gravitaire sur les flancs des reliefs crées par

l’intumescence thermique de l’écorce. Ces conceptions évoluèrent vers le modèle des

« géosynclinaux », qui perdura jusqu’aux années 1960. Dans ce modèle, aucun mouvement de plaques

lithosphériques n’est nécessaire : le matériel est accumulé par glissement gravitaire dans les creux

formés lors de la contraction thermique de l’écorce terrestre-ce qui permet d’expliquer la déformation

des roches, les nappes de charriage et leur empilement par « nappes de glissement » successives. Le

métamorphisme s’explique par le fait que les premières nappes déposées dans les creux sont soumises

à des pressions et des températures sans cesse plus élevées au fur et à mesure qu’elles se retrouvent

enfouies sous les nappes plus jeunes. Enfin, le modèle isostatique d’Airy sert à expliquer le

soulèvement topographique des chaînes de montagnes au cours de leur histoire : l’excès de matériel

apporté par glissement gravitaire induit un excès de masse qui doit être compensé par la formation

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d’une racine crustale et d’une topographie. Ce modèle s’inscrit dans la lignée du catastrophisme,

vision selon laquelle le visage de la Terre serait modelé par des évènements exceptionnels,

discontinus, agissant ponctuellement au cours des temps géologiques. Le modèle des

«géosynclinaux », qui apparaît bien abscons aujourd’hui face à celui de la dérive des continents, fut

pourtant le principal obstacle à son acceptation lorsqu’il fut formulé par Wegener dans les années

1910. En dépit de la validité des arguments proposés –complémentarité de la forme des continents de

part et d’autres des océans, identité paléontologique des strates sédimentaires sur les continents avant

leur déchirure, cohérence géographique des dépôts glaciaires Paléozoïques et des cratons lorsque les

continents sont regroupés- Wegener ne sut proposer de moteur physique efficace à sa théorie, et se

trompa dans le calcul de la vitesse d’ouverture des océans (qu’il estimait à plusieurs mètres par an)…

moteur physique qui, bien que totalement erroné, était présent dans la théorie des géosynclinaux et en

accord avec les principaux consensus scientifiques de l’époque.

La théorie de Wegener, réduite à une simple rêverie par ses opposants, séduisit toutefois un géologue

suisse, Emile Argand, qui consacra sa carrière à éclairer les processus de formation de chaînes de

montagne à la lumière de la théorie de la dérive des continents. Emile Argand réalisa entre autres la

première carte structurale de l’Asie, ainsi que des coupes des principales chaînes de montagnes

s’étendant de l’Europe à l’Himalaya. Les travaux d’Emile Argand, accomplis dans les années 1920-30

étonnent par leur caractère visionnaire : les ceintures d’ophiolites -vestiges de lithosphère océanique

fossile reposant sur les continents- sont incluses dans les orogènes et décrites comme les vestiges

d’océans, tandis que certaines coupes impliquent déjà l’existence de subduction continentale ! Les

hypothèses de la subduction continentale et de l’obduction sont alors provocantes dans le cadre des

principes de l’isostasie : comment un corps continental peut-il plonger dans/sous un corps qui est plus

dense que lui? Au-delà de ces considérations, les travaux d’Emile Argand apportent un élément décisif

à la définition d’une chaîne de montagne : il s’agit de structures résultant de processus de convergence

(rapprochement) entre deux plaques.

Dans la lignée des travaux d’Emile Argand, nous allons ici étudier les chaînes de montagne formées

au cours du Cénozoïque depuis les Pyrénées jusqu’à la Nouvelle-Calédonie, à la lumière de la théorie

de la tectonique des plaques formulée à la fin des années 1960 (LePichon, McKenzie, Morgan). Ces

chaînes de montagne ont été formées à la faveur de la subduction d’un océan qui ne persiste qu’en de

rares endroits (en Méditerranée orientale sous le système turbiditique du Nil, voire au large du Makran

Pakistanais selon certains auteurs). Il s’agit de l’Océan Néotéthysien et de ses annexes, en particulier

l’Océan Liguro-Piémontais (ou alpin) dont la subduction est à l’origine des Alpes Occidentales. Les

Alpes centrales et orientales résultent de la subduction de l’Océan Méliata au Crétacé moyen-

supérieur, océan distinct de la Néotéthys. Cet océan Liguro-Piémontais n’est pas à proprement parler

relié à la Néotéthys : il s’agit plutôt d’une branche de l’Océan Atlantique connectée à ce dernier par le

système décrochant de la faille Nord-Pyrénéenne entre l’Ibérie et l’Europe. Les ophiolites du

Chenaillet en sont le vestige. Les traces de l’Océan Néotéthysien sont surtout préservées sous la forme

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de lambeaux d’ophiolites : les plus spectaculaires sont celles du Nord du Sultanat d’Oman, dîtes

« ophiolites du Semail », datées autour de 90 Ma par radiochronologie, et obduites autour de 80 Ma.

Le même océan est retrouvé dans les corps ophiolitiques iraniens, au sein du Zagros (ophiolites de

Neiriz et Kermanshah), et au niveau de la suture de Bitlis en Turquie. Des lambeaux témoignant de

lithosphères océaniques plus anciennes, mais mis en place au cours du même évènement d’obduction,

sont retrouvées au niveau de la suture de l’Indus-Tsangpo en Himalaya, avec notamment les corps de

Xigaze, Spontang, Nidar, dont les âges sont compris entre 120 et 170 Ma (l’Himalaya comprend

d’autres sutures ophiolitiques, issues de la fermeture de la Paléotéthys au début du Mésozoïque, qui

ne seront pas abordées dans cette dissertation). La Néotéthys était un océan formé lors de

l’éclatement de la Pangée, séparant le Gondwana au sud de la Laurasia au Nord. Le rifting à l’origine

de la Néotéthys débute au Permien, peu après la formation des trapps du Panjal en Inde.

Le cycle alpin est donc un cycle de Wilson débuté par l’ouverture d’un océan à la fin du Permien-

Trias, et sa disparition dès le Crétacé supérieur. Les orogènes associés au cycle alpin sont issus des

mouvements de convergence entre l’Eurasie et les plaques issues de la fragmentation du Gondwana

(Afrique, Arabie, Inde, Australie pour les principales). Les chaînes de montagne associées au cycle

alpin sont de nature diverses : chaîne de subduction (Makran), chaîne d’obduction (Oman), chaîne sur

systèmes décrochants (Pyrénées, Altyn Tagh) et chaînes de collision (Alpes, Zagros, Himalaya). Ces

orogènes sont à différents stades de leur évolution : la collision continentale n’a pas encore eu lieu au

niveau du Makran, alors qu’elle prit place autour de 50 Ma pour l’Himalaya ; et que la Mer Egée est

formée par l’étalement gravitaire d’une chaîne alpine structurée à l’Eocène. L’étude de ces différents

orogènes permet de mettre en évidence la structure de chaînes de montagne ayant subi différentes

réorganisations structurales, contrôlées par des rhéologies de la lithosphère continentale différentes.

La comparaison entre ces chaînes de montagnes permet aussi de mettre en évidence les modalités de

leur évolution en fonction des caractéristiques des processus de convergence impliqués et le degré de

couplage mécanique entre les plaques en collision.

D’autre part, le Cénozoïque a été une période de bouleversement climatique, marquant la transition

d’un climat de type « Greenhouse » au Mésozoïque, vers un climat de type « Icehouse », aboutissant à

la période glaciaire du Quaternaire. Cette période de transition climatique a été marquée par

l’apparition de calottes glaciaires aux deux pôles (au sud d’abord à l’Oligocène ; puis au nord à la fin

du Pliocène), et par l’apparition des régimes de mousson (entre 15 et 20 Ma). Le Tertiaire se

caractérise par la mise en place d’interactions complexes entre tectonique et climat : les variations

climatiques contrôlent les régimes de précipitation, et donc l’érosion des chaînes de montagne, ainsi

que la croissance des reliefs via les processus de compensation isostatique. La croissance des chaînes

de montagne influence en retour la géométrie des cellules atmosphériques, et peut créer des barrières

topographiques naturelles limitant la zone d’action des précipitations. Certains scénarii proposent que

l’érosion accrue des reliefs formés au Cénozoïque a joué le rôle de « pompe à CO2 » et précipité la

transition vers les conditions glaciaires du Cénozoïques (en diminuant l’effet de serre). Le rôle de la

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formation des montagnes sur l’évolution du climat ne sera pas discuté ici, nous nous contenterons

d’évoquer les différents rôles joués par le climat sur l’évolution des reliefs. Les interactions

tectonique-climat sont particulièrement étudiées à partir d’exemples du cycle alpin –il demeure trop

d’incertitudes relatives à l’histoire des chaînes de montagne et des paléoclimats pour les cycles plus

anciens.

L’objectif de cet écrit est de proposer, via une étude comparée des chaînes de montagnes cénozoïque

associées au cycle alpin, un modèle d’évolution synthétique des chaînes de montagne, des premiers

stades de formation à leur démantèlement. Les exemples du cycle alpin offrent suffisamment de

diversité pour illustrer la notion de prisme orogénique dans toute sa complexité. Les exemples à

détailler sont ceux explicitement au programme : les Alpes européennes et au sens large les chaînes

bordant la méditerranée ; et l’Himalaya. Ces exemples seront discutés à la lumière de comparaisons

succinctes avec les autres chaînes. Il ne s’agit pas de fournir une présentation exhaustive de la géologie

de ces chaînes de montagnes (pas le temps !) mais au contraire de limiter le sujet aux particularités de

chacune de ces chaînes.

Fig. 2 : Localisation des principales chaînes de montagnes associées au cycle alpin

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1) Modes de déformation au sein des chaînes de montagnes associées au cycle alpin

A) Structure superficielle des Alpes occidentales et de l’Himalaya

Dimensions et topographie

Les deux chaînes se distinguent d’entrée de jeu par leur topographie et leur forme générale: les Alpes

forment un croissant entre la plaque apulienne et l’Europe, long de 1200 km pour environ 200 km de

large ; tandis que la zone de convergence entre l’Inde et l’Eurasie est beaucoup plus diffuse : longue

de 2400 km (sur un axe E-O), la largeur de la chaîne varie d’est en ouest de 200 à plus de 400 km. Les

Alpes sont dépourvues de plateau continental, tandis que le Tibet est le plus vaste plateau du monde,

culminant à une altitude moyenne de 5000 m. Le front de la chaîne himalayenne adopte une

configuration incurvée, que l’on retrouve dans une moindre mesure au niveau des Alpes françaises et

du Jura.

Les zones de suture

Les zones de suture entre les continents qui s’affrontent lors de la collision sont bien marquées. La

zone de suture de l’Indus-Tsangpo, marquant la frontière entre domaines indiens et domaines

eurasiens, est surlignée par une ceinture d’ophiolite néotéthysiennes au sud, et par des batholithes

d’affinité calco-alcaline au nord, correspondant à l’ancien arc magmatique de la chaîne de subduction

(type andin) ayant précédé l’épisode de collision. La zone de suture des Alpes occidentales est

localisée entre les massifs internes de Dora Maira/Grand Paradis/Mont Rose et la zone Sézia ; les

ophiolites du Chenaillet et les schistes lustrés correspondant à des domaines de la plaque supérieure

chevauchés sur la plaque plongeante. Au niveau des Alpes centrales et orientales, l’ancienne zone de

suture est devenue la ligne Périadriatique (ou ligne Insubrienne) suite à une réorganisation structurale

postérieure à la collision.

Le style structural de ces orogènes diffère fortement de part et d’autre de leur zone de suture

respective, c’est-à-dire entre les domaines associés à la plaque plongeante et ceux associés à la plaque

supérieure. Dans le cas de la collision Inde-Eurasie, la plaque supérieure, au Nord de la suture du

Tsangpo, est formée par l’accrétion de plusieurs terranes continentaux suite à la fermeture de diverses

banches de paléotéthys, constituant des blocs assez rigides, les plis du Bloc de Lhassa étant antérieurs

à l’épisode de collision. Des batholites d’affinité calco-alcaline (Gangdese, Ladakh) témoignent d’une

ancienne chaîne de subduction, comparable au premier ordre aux Andes actuelles. Dans le cas des

Alpes occidentales, le bloc apulien est déformé par des rétro-charriages, délimitant des écailles

d’échelle lithosphérique. Par la suite, nous examinerons principalement les structures des domaines

associés à la plaque plongeante.

Les plis

Les plis sont des structures compressives, résultant d’un mode de déformation ductile, rencontrées

communément dans les chaînes de montagnes, leur diversité structurale reposant essentiellement sur

deux critères : le pendage du plan axial (déversement) et l’angle de plongement de la charnière.

Quelques plis célèbres illustrent cette diversité: les plis couchés de St Clément, de la Rive d’Arve, le

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pli déjeté de St Julien dans les Alpes.

Fig. 3 : Schéma structural des Alpes européennes et de l'Himalaya

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Fig. 4 : Diversité des structures compressives rencontrées dans une chaîne de montagne

Fig. 5 : Structure du Galibier

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Chevauchements, nappes de charriage, klippes

Les séries sédimentaires recouvrant les marges passives des continents avant leur entrée en collision se

retrouvent aujourd’hui sous la forme d’écailles tectoniques, délimitées par des failles inverses et des

chevauchements. Une faille inverse place des terrains plus anciens sur des terrains plus jeunes,

inversant localement la stratigraphie. Il existe pour chaque chaîne des chevauchements majeurs qui en

délimitent les unités principales, mais des failles inverses et des chevauchements de second ordre sont

présents au sein de ces unités principales.

Les chevauchements principaux forment des zones où des terrains sédimentaires d’âge et d’origine

parfois très différents se trouvent côte à côte. Par exemple, dans la région du Galibier (Alpes), des

flyschs d’âge tertiaire issus de l’érosion des premiers reliefs de la chaîne sont recouverts par des

calcaires récifaux jurassiques formés lors des premiers stades du rifting de l’Océan Liguro-Piémontais,

eux-mêmes recouverts par le Trias dolomitique déposé sur les fonds de cet océan : cette succession est

visible sur le même affleurement ! Le chevauchement mettant en contact étroit flyschs tertiaire et

calcaires jurassique est le chevauchement pennique frontal : il s’agit du chevauchement principal des

Alpes occidentales, qui concentre actuellement l’essentiel de la sismicité (mécanismes inverses) dans

la région, ainsi que la croissance des reliefs.

Un chevauchement équivalent est observable dans la chaîne Himalayenne : le chevauchement bordier

principal, qui met en contact la série détritique des Siwalik (molasse miocène) avec des sédiments de

l’ancienne marge indienne d’âge Mésoprotérozoïque à Cambrien inférieur. Cependant, ce

chevauchement n’est plus actif depuis environ 2 Ma, l’activité ayant migré au sud avec l’activation du

chevauchement frontal. L’une des structures les plus spectaculaires de la chaîne himalayenne est le

chevauchement central principal : contrairement aux chevauchements bien localisés et résultant d’un

comportement mécanique cassant mentionnés jusqu’ici, il s’agit d’une zone de cisaillement ductile

(métamorphisée jusqu’à l’isograde du disthène par endroits) de plus de 1 km d’épaisseur !

Il arrive qu’une nappe de charriage se trouve érodée, sous l’effet du climat ou de l’exhumation

d’écailles sous-jacentes. Il se forme alors des structures en klippe, les plus célèbres étant celle de la

Dent Blanche (Mont du Cervin/ Matterhorn) dans les Alpes (charriage d’Austro-Alpin issu de la

plaque apulienne sur du Liguro-Piémontais) ; ou encore celle charriant les roches du Haut Himalaya

sur le domaine du Moyen Himalaya.

A l’échelle de la chaîne, l’empilement des nappes de charriages donne naissance à des structures

extrêmement complexes, comparables aux prismes d’accrétion sédimentaires des zones de subduction,

avec de fortes variations latérales du style de déformation : rétro-chevauchements, écailles en duplex

sont fréquemment rencontrés. Les Alpes forment une chaîne à double déversement, le domaine

briançonnais chevauchant à la fois les domaines Dauphinois et Liguro-Piémontais (par ex. dans la

région de Guillestre). Globalement, la chaîne Himalayenne a un simple déversement vers le sud.

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Fig. 6 : Structure à l'échelle lithosphérique des Alpes occidentales et de l'Himalaya

Les structures décrochantes

Les Alpes européennes sont caractérisées par une série de décrochements, la ligne périadriatique

(comprenant plusieurs segments s’étendant de la Suisse à l’Autriche: ligne Insubrienne, faille de

Giucardie), dont le mouvement est enregistré par la configuration en plumeau de quelques granites

d’anatexie (Bergel, Adamello).

Les décrochements sont encore plus nombreux au niveau de la collision Inde-Eurasie : certains

décrochements sont localisés au sein de la chaîne Himalaya-Tibet (Karakorum, Kunlun), en bordure

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Nord du plateau (Altyn-Tagh), et au niveau des autres chaînes de montagnes de l’Eurasie, structurées

sur des décrochements (Gobi-Altaï ; Tienshan). Ces failles sont actives, produisant des séismes de

Mw~7-8, avec des mécanismes au foyer décrochants.

Les structures d’origine extensive

Dans les chaînes du cycle alpin sont préservées des structures en blocs basculés issues des épisodes de

déchirure continentale à l’origine des océans Néotéthys/ Liguro-Piémontais. Ces blocs basculés sont

aujourd’hui inversés ou ont été exhumés au cours de l’histoire de la chaîne.

Dans les alpes occidentales, les massifs cristallins externes (Belledone, Mont Blanc, Pelvoux,

Argentera) sont d’anciens blocs basculés de la marge européenne inversés au Miocène. Des miroirs de

failles normales fossiles, parfois associés à des sédiments en éventail syn-rift, sont observés dans les

domaines externes (ex. Ornon, Lac du Vallon). Les massifs cristallins internes (Dora Maira-Mont

Rose-Grand Paradis) sont aussi d’anciens blocs basculés de la partie la plus distale de la marge

européenne, mais ces derniers ont été exhumés via des zones de cisaillement ductile. On ne retrouve

pas d’équivalent des massifs cristallins externes dans l’Himalaya, en revanche le dôme de Tso Morari

(massif interne, proche de la zone de suture) est un équivalent de Dora Maira.

De façon plus paradoxale, des structures extensives encore actives actuellement (repérées par des

séismes produisant des mécanismes au foyer extensifs) sont rencontrées au cœur des deux chaînes. Les

structures les plus emblématiques sont celles du domaine Téthysien de l’Himalaya, avec le

détachement sud tibétain, qui structure le Mont Everest. Il s’agit probablement d’un ancien plan

chevauchant réactivé en détachement normal au cours de l’histoire de la chaîne. Une zone de

détachement similaire est observée dans les Alpes, au niveau de la fenêtre des Tauern. Des

mécanismes au foyer extensifs ont été enregistrés sur le front pennique dans les Alpes, qui est un

chevauchement! Cette observation conforte l'hypothèse que les structures extensives dériveraient de

l'inversion de failles inverses.

B) Structure profonde des Alpes occidentales et de l’Himalaya

L’étude des seuls affleurements se révèle insuffisante pour aborder la complexité de la structure d’une

chaîne de montagne en profondeur. Les méthodes d’imagerie géophysique permettent de s’affranchir

de ces limites : anomalies de Bouguer, sismique réflexion et réfraction (Profils ECORS), fonctions

récepteurs (sismique passive) (Hi-Climb), tomographie sismique.

Structure profonde des Alpes

Le profil ECORS dans les Alpes a été acquis selon le protocole suivant : des camions vibreurs

génèrent des ondes acoustiques qui se propagent dans les profondeurs de la lithosphère, où elles sont

réfléchies vers la surface et enregistrées par des récepteurs. Les surfaces de réflection sont formées par

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les discontinuités majeures : les failles qui juxtaposent des roches aux propriétés mécaniques

différentes, ou les surfaces correspondant à des transitions dans le comportement mécanique de la

lithosphère (transition entre domaines cassant/ductile). Les principaux chevauchements structurant la

chaîne sont bien identifiés sur le profil ECORS : le chevauchement Pennique, les chevauchements à

pendage opposés dans le Briançonnais (responsables du double déversement), la zone des massifs

cristallins externes. La zone Ivrée correspond à une anomalie de Bouguer positive, ce qui peut être

interprété soit comme du matériel éclogitisé, soit comme du manteau. Le profil ECORS favorise la

dernière hypothèse : la zone d’Ivrée correspondrait à un coin de manteau coincé entre la plaque

Apulienne et l’Europe. La racine crustale correspond à un empilement d’écailles en profondeur. Un

réflecteur situé à environ 15-20 km de profondeur, sur lequel viennent s’enraciner des chevauchements

d’échelle crustale, est clairement identifié, ainsi que le Moho de la plaque Europe. La structure de la

pile sédimentaire est clairement découplée de celle de la croûte continentale. Le profil ECORS montre

qu’il n’ya pas de slab océanique rattaché à la plaque Europe.

Structure profonde de l’Himalaya-Tibet

La structure profonde de la chaîne Himalaya-Tibet a été étudiée par une méthode plus moderne, celle

des fonctions récepteurs. Cette méthode est basée sur l’enregistrement des séismes par des stations

lointaines. Quand une onde P traverse une surface caractérisée par un contraste de vitesse, une onde

convertie est créée (Ps) et devient repérable sur la composante radiale du sismomètre. Le profil

HICLIMB obtenu grâce à cette méthode montre que les chevauchements de la chaîne himalayenne

s’enracinent en profondeur sur un chevauchement principal, le Main Himalayan Thrust. Le manteau

lithosphérique indien en subduction est bien identifié, mais là encore, pas de slab océanique rattaché à

la structure actuelle de la chaîne. Les premières campagnes géophysiques (INDEPTH) avaient laissé

supposer qu’une zone partiellement fondue existait sous le plateau tibétain (entre 30-50 km de

profondeur), mais le profil HICLIMB réfute l’existence d’une telle zone. Le plateau Tibétain est donc

bien une région de fort épaississement crustal (>70 km), comme attesté par la présence de valeurs

d’anomalies de Bouguer très négatives (~500 mGal).

Mise en évidence du processus de détachement de slab (slab break-off)

La structure profonde des chaînes de montagne ressemble donc à celle d’un prisme d’accrétion, mais à

l’échelle de la lithosphère : on parle de prisme orogénique. Les prismes orogéniques alpins et

himalayens sont désolidarisés des slabs (panneaux plongeants) océaniques. Une partie de la

lithosphère océanique est préservée au niveau des ophiolites, mais où se trouve la majeure partie de

ces slabs océaniques ? La tomographie sismique permet d’identifier des anomalies de vitesse dans la

propagation des ondes dans le manteau. Des corps caractérisés par des anomalies de vitesses positives,

indiquant des roches plus froides que celles prédites par un modèle où la distribution des masses au

sein du manteau serait homogène, sont identifiés comme étant les vestiges de ces slabs. Le slab

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correspondant à l’ancien Océan Liguro-Piémontais est identifié dans le manteau, entre 150 et 300 km

de profondeur. Deux segments de slab sont identifiés sous le craton Indien, entre 500 et 2000 km de

profondeur : ces segments correspondent soit à deux épisodes de détachements ayant affecté le même

slab, soit à deux slabs issus de deux océans distincts. Les marqueurs géologiques des épisodes des

épisodes de slab break-off sont la présence de volcanisme enrichi en potassium (daté autour de 40 Ma

dans l’Himalaya). Il est possible que certaines phases de ralentissement des vitesses d’accrétion au

niveau des dorsales océaniques, déterminées via l’étude des anomalies magnétiques, soient déclenchés

par des épisodes de slab break-off (en particulier dans l’Océan Indien autour de 40 Ma).

C) Eléments de comparaison avec d’autres chaînes de collision : les Pyrénées et le Zagros

Les chaînes des Pyrénées et du Zagros présentent elles aussi les caractéristiques générales d’un prisme

orogénique : empilement d’écailles tectoniques via des chevauchements d’échelle lithosphérique.

Comme les Alpes occidentales, les Pyrénées sont une chaîne à double déversement (de part et d’autre

de la Zone Axiale) ; et comme l’Himalaya, le Zagros est une chaîne globalement déversée vers le Sud.

En revanche, si le Zagros a très probablement subi un premier épisode de détachement de slab autour

de 35-40 Ma, marqué par du volcanisme adakitique (témoin de la fusion de la croûte océanique lors du

détachement), de la lithosphère océanique est encore en subduction sous le Zagros : un épisode de

détachement de slab s’est initié autour de 12 Ma dans la partie Nord Ouest de la chaîne, mais ne s’est

pas encore propagé à son ensemble. La chaîne du Zagros dispose elle aussi d’un plateau –le plateau

Iranien- dont l’origine demeure encore mal comprise.

Le cas des Pyrénées est un cas très original, car il n’y a pas d’ophiolites reconnues dans cette chaîne,

ce qui pose la question de l’existence d’un paléo-océan dans cette région. Du fait des incertitudes sur

l’identification de l’anomalie magnétique M0 (~118 Ma) dans l’Océan Atlantique et dans le Golfe de

Gascogne en particulier, les reconstructions paléogéographiques sont parfois contradictoires : certaines

proposent qu’un océan ait pu exister, d’autres que le rifting a avorté au stade transition continent-

océan (marqué par les péridotites de l’étang de Lherz). Des études de tomographie montrent

l’existence d’un corps caractérisé par une anomalie de vitesse positive, qui pourrait correspondre à un

lambeau d’océan coincé dans le prisme orogénique et qui n’a pas été exhumé sous la forme d’une

ophiolite au cours de l’histoire de la chaîne. Quoi qu’il en soit, si un tel océan existait, il était de taille

réduite (400 km au max.). Les chaînes du cycle alpin ne sont donc pas forcément issues de la

subduction d’océans très étendus : les océans Liguro-Piémontais, et sa possible branche Valaisane,

ainsi que le possible océan pyrénéen, étaient bien moins étendus que la Néotéthys subduite au niveau

de l’Himalaya et du Zagros !

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Fig. 7 : profil rhéologique de la lithosphère continentale

2) Le modèle du prisme orogénique expliqué à partir des chaînes de montagne du cycle

alpin

A) Rhéologie de la lithosphère continentale et structure des chaînes du cycle alpin

Mise en évidence de la variabilité des propriétés rhéologique de la lithosphère continentale à partir

de l’étude de la structure profonde des chaînes alpines

L’analyse du profil ECORS dans les Alpes montre des réflecteurs particuliers correspondant à des

surfaces le long desquelles le mode de déformation est découplé : il s’agit de niveaux de décollements,

qui sont de deux types dans les Alpes. Le niveau de décollement qui découple la déformation entre le

socle (de composition ~granitique) et la pile sédimentaire est formé par des niveaux d’évaporites

déposés au Trias, alors que la France et l’Allemagne étaient recouvertes par une mer épicontinentale

peu profonde (<50m). Le sel a une résistance (σ1-σ3) faible, qui varie de façon négligeable avec la

profondeur, contrairement aux autres types de sédiments. Ainsi, la plupart des chevauchements

identifiés dans le domaine externe des Alpes (zone Dauphinoise) et dans le Jura s’enracinent sur ce

niveau de décollement évaporitique. De façon similaire, la présence du Sel d’Hormuz (Précambrien)

au niveau de la chaîne du Zagros sert aussi de niveau de décollement entre socle et couverture

sédimentaire. Il n’y a pas de niveau salifère dans la chaîne himalayenne.

L’autre niveau de décollement identifié sur le profil ECORS à environ 15-20 km de profondeur

correspond à la zone de transition entre comportement cassant (suivant la loi de Byerlee) et ductile

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(obéissant à une loi de fluage). Dans le cas de la chaîne Himalayenne, le Main Himalayan Thrust fait

office de niveau de décollement, mais il est beaucoup plus superficiel (~10km). Ce niveau de

décollement ne serait pas encore bien individualisé au front de la chaîne du Zagros, dont le stade de

collision est plus récent (~25 Ma)-mais il peut s’agir d’un problème d’imagerie géophysique au niveau

de cette chaîne, un peu moins étudiée que les Alpes et l’Himalaya.

Propriétés rhéologiques de la lithosphère et raccourcissement au niveau des chaînes de montagne

La rhéologie (i.e. évolution du profil de résistance en fonction de la profondeur) des lithosphères

continentales impliquées dans la collision est un paramètre de contrôle fondamental dans la formation

d’un orogène. Les propriétés mécaniques des lithosphères impliquées dans les collisions du cycle alpin

varient fortement du fait de leur histoire géologique différente : un épisode de rifting ou de

compression antérieur au stade de collision alpin a laissé son empreinte sur les propriétés mécaniques

de la lithosphère, et influence le développement de la chaîne. Le raccourcissement (donné en %) est

déduit de coupes géologiques. La résistance de la lithosphère est déterminée par le paramètre Te

(épaisseur élastique effective exprimée en kilomètres), issue de la modélisation des données

gravimétriques.

La profondeur du niveau de découplage entre croûte supérieure et inférieure contrôle le pourcentage

de raccourcissement au sein de la croûte terrestre. Les chaînes impliquant des découplages profonds

dans la croûte moyenne et inférieure (~20 km) ont un pourcentage de raccourcissement compris entre

20 et 45% (e. g. les Alpes). À l’inverse, les chaînes avec des niveaux de découplage plus superficiels

(inférieurs à 10 km) sont caractérisées par des valeurs plus importantes du pourcentage de

raccourcissement, comprises entre 45 et 70% (e. g. l’Himalaya/Zagros). Il existe une corrélation

positive grossière entre la résistance de la lithosphère et le pourcentage de raccourcissement de la

chaîne. Mais en prenant en compte l’âge de la lithosphère, une relation bimodale apparaît clairement :

les lithosphères plus jeunes qu’un milliard d’années enregistrent des pourcentages de

raccourcissements faibles de 30±10% (Alpes), tandis que les lithosphères plus anciennes, ou

cratoniques, sont associées à des pourcentages de raccourcissements forts de 60±10% (collisions

Inde/Eurasie, Arabie/Eurasie, les plaques Arabie et Inde étant des cratons). Ainsi, plus la lithosphère

qui subit la collision est ancienne et résistante, plus le raccourcissement au sein de la chaîne est

important. Cette relation suggère un contrôle dominant de la déformation par les propriétés du

manteau lithosphérique, qui elles-mêmes dépendent de son âge. La topographie des chaînes de

montagnes étant une des conséquences du raccourcissement, cette relation permet de mieux

comprendre les couplages entre les processus profonds, en lien avec le manteau continental, et les

processus de surface dans les zones de collision.

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Couplage plaque plongeante-plaque supérieure

Le degré de couplage (i.e. de transmission des contraintes) entre la plaque plongeante et la plaque

supérieure dans une zone de convergence contrôle aussi la quantité de raccourcissement, et dans un

certaine mesure, la topographie de la chaîne. Le degré de couplage est fonction du pendage de la

plaque plongeante : plus celui-ci est faible (proche de l’horizontale), plus la surface de slab au contact

de la plaque supérieure est importante, ainsi que le couplage. En revanche, le degré de couplage est

faible lorsque le pendage du slab est fort (proche de la verticale).

Des changements cinématiques globaux ou des processus de slab break-off sont susceptibles de faire

varier le pendage du slab en quelques millions d’années (entre 1 et 10 Ma). Ainsi, le détachement du

slab européen entre 20 et 30 Ma dans les Alpes a modifié le couplage entre les plaques. A partir de cet

évènement, seules des lithosphères continentales sont impliquées dans l’orogène : on peut alors parler

de chaîne de collision continentale au sens strict. Les premières traces de formation de reliefs au

Zagros, autour de 40 Ma, coïncident avec la formation des premiers reliefs (bien que ceux-ci soient de

dimensions modestes). Des études basées sur l’étude du fractionnement de l’oxygène (dépendant de

l’altitude) montrent que l’Himalaya aurait atteint des altitudes proches des sommets actuels autour de

35-40 Ma, soit quelques Ma après l’évènement de slab break-off majeur. Cependant, les estimations

des paléo-reliefs de l’Himalaya-Tibet sont extrêmement discutées (contradictions entre études).

Le couplage est également fortement modifié lorsqu’un craton, et non plus simplement une marge (i.e.

de la lithosphère continentale étirée) entre en collision : on appelle ce stade la « Hard-collision ». Il est

généralement associé à la phase principale de croissance des reliefs.

Suite à un changement cinématique dont les origines sont encore mal comprises (première étape de la

collision Arabie-Eurasie autour de 40 Ma ?), le slab néotéthysien a subi un épisode de retrait important

à partir de 35 Ma environ en Méditerranée Orientale. La diminution du couplage entre le slab

néotéthysien et la plaque supérieure a entraîné l’effondrement de la chaîne de montagne des

Héllénides, qui avait formé un important épaississement crustal. Cet effondrement s’est caractérisé par

le développement d’un système de rift très étendu, de type « metamorphic core complex », ayant

conduit au démantèlement de la chaîne sous l’action de failles de détachement enracinées à l’interface

cassant-ductile. La Mer Egée, aujourd’hui caractérisée par une croûte continentale extrêmement

amincie, est en réalité une ancienne chaîne de montagne alpine qui a commencé à disparaître il y a 30-

35 Ma !

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Fig. 8 : Coupe géologique de la Mer Egée, montrant un système en métamorphic core complex.

Fig. 9 : Relation entre pendage du slab et couplage entre plaque supérieure/plaque plongeante

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B) Evolution structurale des prismes d’accrétion et orogéniques : la théorie du prisme

de Coulomb

Nous avons montré qu’une chaîne de montagne est assimilable à un prisme orogénique, et que la

présence de niveaux de décollement individualise des domaines rhéologiques au sein desquels les

écailles ne s’empilent pas de la même façon (contraste structural entre le prisme formé dans la pile

sédimentaire et celui formé dans la croûte supérieure).

Les profils de sismique réflexion dans les prismes d’accrétion, ainsi que les modèles analogiques en

boîte à sable, montrent qu’un prisme d’accrétion se construit « de la base vers le sommet », c’est-à-

dire que la dernière écaille incorporée au prisme ainsi que le chevauchement frontal à sa base sont les

structures les plus récentes du prisme, alors que les structures à l’arrière du prisme sont plus anciennes.

Par exemple, les sommets du Mont Blanc n’ont que 10 Ma environ alors que la collision eut lieu il y a

environ 35-40 Ma : cela correspond au moment où les anciens blocs basculés de la marge européenne

ont été incorporés au prisme orogénique alpin, inversant alors ces blocs basculés. Plusieurs

chevauchements peuvent rester actifs au sein d’un prisme : le front pennique reste une zone où se

concentre la sismicité alors qu’il ne correspond pas au chevauchement frontal du prisme alpin.

L’évolution structurale complexe d’un prisme d’accrétion est abordée par la suite sous l’angle de la

théorie du prisme de Coulomb. Un prisme d’accrétion se caractérise par son angle d’ouverture : le

taper. Le taper est la somme de deux angles, l’angle α correspondant à la pente créée par la

topographie du prisme ; et l’angle de plongement β du niveau de décollement basal. A l’intérieur du

prisme s’exercent en tout point les contraintes normales associées à la charge des sédiments incorporés

dans le prisme, et les contraintes de cisaillement exercées au niveau des niveaux de décollements

(chevauchements, décollement basal). Les forces de friction sont très importantes dans la

détermination de la valeur des contraintes cisaillantes, et sont contrôlées par les processus de

circulation de fluides au sein du prisme. La mesure des angles définissant le taper permet de définir un

domaine de stabilité du prisme : si les valeurs des angles α et β placent le prisme en dehors de son

domaine de stabilité, alors ce dernier est en état de réorganisation structurale.

-Soit le prisme est en dessous de la lentille de stabilité : il est alors en domaine sous-critique, et les

contraintes qui règnent en son sein sont compressives.

-Soit le prisme est au dessus de la lentille de stabilité : il est en domaine sur-critique et subit des

contraintes extensives.

Les réorganisations structurales, de nature compressive ou extensive, ont pour effet de ramener le

prisme à son état de stabilité. A la faveur d’une réorganisation structurale d’un prisme, on peut voir se

réactiver un chevauchement éteint, ou alors l’apparition de nouveaux chevauchements au sein du

prisme et non à son front. C’est l’exemple du Main Himalayan Thrust dans le Haut-Himalaya, actif

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depuis 5 Ma alors que le chevauchement bordier principal était actif entre 12 et 5 Ma et marquait alors

le front de la chaîne. Les variations de la valeur de la friction basale le long du décollement supportant

le prisme est responsable des variations structurales observées lorsqu’on étudie un même prisme selon

différents traits de coupe.

Fig. 10 : Prisme d'accrétion et théorie du prisme de Coulomb

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C) Le fonctionnement d’un prisme orogénique

Dans cette partie, nous utilisons la théorie du prisme de Coulomb comme un guide de lecture des

données structurales et métamorphiques collectées sur les chaînes de montagne.

Le gradient métamorphique prograde HP-BT des Alpes occidentales

La distribution du métamorphisme dans les domaines internes des Alpes occidentales montrent la

juxtaposition, d’ouest en est, de domaines métamorphiques au faciès schiste vert, bleu, et éclogite.

Cela définit un gradient prograde Haute Pression-Basse Température (de type Franciscain sensu

Myashiro), caractéristique des zones de subduction. Le métamorphisme a atteint son plus haut grade

au niveau du massif de Dora-Maira, avec des minéraux indiquant des pressions de 35 kb et des

températures de 750°C.

A l’issue des transformations associées au métamorphisme, les minéraux deviennent des systèmes

fermés et enregistrent la désintégration d’éléments radioactifs permettant de dater la dernière phase

d’ouverture du système, i.e. le métamorphisme. On sait donc à quel âge telle roche a atteint telle

profondeur, ce qui permet de construire des diagrammes Pression-Température-Temps (P-T-t), très

utiles pour reconstruire l’histoire géologique du prisme orogénique.

Ainsi, dans les Alpes occidentales, le domaine des schistes lustrés, porté au faciès schiste bleu, est

caractérisé par le métamorphisme le plus ancien, autour de 55 Ma. La région du Mont Viso subit un

métamorphisme éclogitique autour de 50 Ma. Dora Maira n’atteint le domaine de très haute pression

qu’autour de 35-40 Ma, en même temps que le Briançonnais atteint le faciès schiste vert. La

chronologie des évènements permet de reconstruire l’histoire géologique suivante : il y a 55 Ma, les

schistes lustrés correspondaient aux formations sédimentaires incorporés dans le prisme d’accrétion de

la subduction Europe/Apulie. Les méta-ophiolites du Mont Viso correspondaient à la croûte océanique

alors en subduction, atteignant le faciès éclogite (HP) autour de 50 Ma. Le massif cristallin de Dora

Maira, correspondant au domaine distal de l’ancienne marge continentale de l’Europe, était situé « à

l’arrière » de la croûte océanique en subduction retrouvée aujourd’hui au Mont Viso. Le domaine de

Dora Maira a été métamorphisé au faciès éclogite (occurrence de coesite, le polymorphe de très haute

pression du quartz), alors que le domaine Briançonnais, correspondant à la partie proximale de la

marge, n’a subi qu’un enfouissement limité.

Les schistes lustrés et les ophiolites du Chenaillet correspondent à l’ancienne plaque supérieure (ce qui

explique que ces dernières ne soient que très partiellement métamorphisées). Elles chevauchaient donc

les roches du Mont Viso et de Dora Maira, qui appartenaient à la plaque plongeante. Les domaines en

subduction de la plaque plongeante ont depuis été exhumés, et ont alors « percé » à travers les

domaines de la plaque supérieure.

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L’étude du métamorphisme permet donc de mettre en évidence tous les domaines d’une ancienne zone

de subduction depuis incorporés au sein d’un prisme orogénique : prisme d’accrétion (Schistes

lustrés), croûte océanique subduite métamorphisée dans des faciès HP (Viso), marge continentale

subduite (Dora Maira-Domaine Briançonnais).

Fig. 11 : Carte métamorphique des Alpes occidentales et chemins PTt correspondant

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Le métamorphisme inverse de la chaîne Himalayenne

L’évolution structurale d’un prisme d’accrétion s’illustre par l’exemple du métamorphisme inverse

observé dans la chaîne himalayenne, à proximité du Chevauchement Central Principal. Le domaine du

Moyen Himalaya au Sud du Chevauchement Central se caractérise par un gradient prograde du sud

vers le Nord, partant de l’isograde de la chlorite (schiste vert) jusqu’à celui du

grenat/staurotide/dishtène (HP). Cette distribution s’explique par la formation de chevauchements en

duplex : la série est métamorphisée dans un premier temps du fonctionnement du prisme, le degré du

métamorphisme devenant plus important avec la profondeur. A ce stade n’affleurent que les roches à

métamorphisme de faible grade, les traces d’un métamorphisme plus prononcé étant enfouies en

profondeur. Mais le développement de chevauchements et la formation d’écailles font que le

métamorphisme de haut grade peut se retrouver charrié sur celui de plus faible grade, ainsi que porté à

l’affleurement. La distribution spatiale de ce métamorphisme est donc le témoin de la structuration du

prisme orogénique.

Fig. 12 : interprétation du métamorphisme inverse himalayen par le modèle en duplex.

La subduction continentale

L’existence d’un métamorphisme HP-BT au niveau de Dora Maira dans les Alpes, ou du Massif de

Tso Morari dans l’Himalaya, qui correspondent à des massifs de croûte continentale, a de quoi

surprendre : comment la lithosphère continentale, moins dense que le manteau, peut-elle entrer en

subduction dans ce dernier ?

Nous avons montré que le slab de la Téthys alpine est aujourd’hui détaché des Alpes. Cependant, alors

qu’il était solidaire de la marge Europe, le poids et le fort pendage du slab ont très probablement

entraîné avec lui une partie de la marge continentale en subduction. Le slab s’est donc détaché après

35 Ma (âge du métamorphisme de Dora Maira), la forte flottabilité de la lithosphère continentale

empêchant de poursuivre sa subduction plus profondément. De la même façon, la subduction du

massif de Tso Morari autour de 55 Ma précède un épisode de slab break-off de la Néotéthys daté

autour de 45 Ma. La subduction d’un fragment de lithosphère continentale (marge passive, terrane)

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semble donc être un phénomène favorisant le processus de slab break-off.

Fig. 13 : l'évolution du prisme orogénique alpin. Les ophiolites du Chenaillet dérivent

probablement de processus d'exhumation plutôt que d'un processus d'obduction véritable.

Origine des structures post-collisionnelles

Le passage d’un prisme orogénique en état sur-critique explique l’apparition de failles normales au

cœur d’une chaîne de montagne, ou la réactivation d’un ancien chevauchement en faille de

détachement normale. La topographie génère un gradient d’énergie potentielle (Ep= mgz, m : masse,

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g : accélération de la pesanteur, z : altitude) qui influence la distribution des contraintes à l’échelle de

la chaîne. Les forces générées par le gradient d’énergie potentielle constituent les forces de volume,

tandis que les forces générées par le mouvement de convergence sont les forces aux limites. Une fois

la collision initiée, le taux de convergence diminue (il est de l’ordre de 5 cm/a actuellement en

Himalaya), et avec lui l’intensité des forces aux limites. D’autre part, la topographie devient plus

élevée, augmentant ainsi l’intensité des contraintes associées aux forces de volume. Il arrive un

moment où les forces de volume deviennent plus importantes que les forces aux limites, ce qui induit

des contraintes extensives au cœur de la chaîne de montagne. Le stade ultime est le développement de

metamorphic core complexes, comme en Mer Egée.

L’autre catégorie majeure de structures post-collisionnelles sont les décrochements d’extrusion

latérale tels ceux bordant le plateau tibétain, ou la ligne insubrienne/périadriatique dans les Alpes. Ces

décrochements sont le plus souvent localisés au niveau d’anciennes zones de suture, qui forment des

interfaces entres des zones aux propriétés rhéologiques parfois très différentes. Ces décrochements

résultent du poinçonnement d’un continent par un autre (l’Inde poinçonne l’Eurasie ; l’Apulie

poinçonne l’Europe).

Fig. 14 : origine de l'extension post-orogénique : lorsque les forces de volumes prennent le dessus

sur les forces aux limites.

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Fig. 15: Les décrochements d'extrusion latérale tibétain sont associés au poinçonnement de

l'Eurasie par l'Inde

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Les processus d’exhumation

L’exhumation d’une roche est l’effet combiné de sa remontée et de la dénudation (variation de la

topographie), responsable de l’arrivée de la roche à la surface. Si l’érosion joue un rôle dans la mise à

nu de roches initialement en profondeur, elle ne permet pas à elle seule d’expliquer les taux

d’exhumation observés. L’exhumation fait donc intervenir des processus tectoniques conjointement

avec l’érosion.

La quantification de l’exhumation est l’objet des méthodes thermochronologiques. En remontant vers

la surface, les roches se refroidissent et passent par la température de fermeture de différents systèmes

radioactifs dans différents minéraux. La température de fermeture correspond à une profondeur

donnée, déterminée par la connaissance du géotherme, en général estimé autour de 20-30°C/km. Par

exemple, le couple 39Ar-40Ar possède différentes températures de fermeture selon le minéral considéré

(hornblende, muscovite, biotite). En séparant les minéraux d’une même roche, on peut donc

reconstituer l’histoire de son refroidissement…et de sa migration verticale! D’autres méthodes, plus

complexes, peuvent être préférées pour quantifier les taux d’exhumation sur une certaine gamme de

profondeur et à certaines échelles de temps (comptage de traces de fission sur Apatite ou Zircon,

dégazage 4He/3He, etc…).

Le jeu des failles normales et zones de cisaillement ductiles mises en évidence précédemment

(détachement sud tibétain, ou de la zone des Tauern dans les Alpes, ou les détachements de la Mer

Egée) peut expliquer le rôle de la tectonique dans l’exhumation des roches dans de nombreux cas. Le

développement de bande de cisaillements ductiles (formant des mylonites, avec des structures en

boudinage) caractérise très souvent l’exhumation des dômes continentaux (Tso Morari).

L’observation de leucogranites datés de 20 Ma au niveau du Haut Himalaya (sous le détachement sud

tibétain) a inspiré la formulation d’une autre hypothèse sur les modes d’exhumation. Ces leucogranites

sont beaucoup plus jeunes que l’âge estimé de la collision Inde-Eurasie, en dépit des incertitudes sur

l’âge précis de cet évènement (entre 35 et 55 Ma). Certains auteurs ont supposé que l’épaississement

de la chaîne était devenu tel à 20 Ma que la base de la lithosphère a fondu sous l’effet de

l’augmentation de chaleur associé à l’épaississement crustal (doublement de la production de chaleur

associée à la désintégration des isotopes radioactifs). Ainsi, le matériel profond aurait pu fluer de la

base de la croûte continentale vers la surface. Le fait que les roches fluent vers le Haut Himalaya

s’explique dans ce modèle par une interaction entre tectonique et climat : les précipitations de la

mousson asiatique étant concentrées au sud du haut Himalaya, elles favorisent l’érosion du flanc sud

de la montagne. Ce modèle a été fortement critique depuis sa formulation dans les années 2000, le

principal contre-argument étant que le profil HICLIMB (fonctions récepteurs) ne montre pas

l’existence de la zone de croûte partiellement fondue en profondeur. L’alternative est donc que les

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conditions de pression et de température à proximité du détachement sud tibétain suffisent à générer la

fusion des roches, pour donner naissance aux leucogranites du Haut-Himalaya.

Fig. 16 : Schéma du modèle du "Channel flow"

Un autre modèle d’exhumation, défini à partir du métamorphisme des Alpes occidentales, fait

actuellement débat : le modèle du chenal de subduction. On y observe des roches ayant subi un

métamorphisme HP à UHP, dont la remontée ne peut s’expliquer par le seul jeu de failles normales

(qui n’agissent que dans la première dizaine de kilomètres de la croûte continentale en raison de son

comportement rhéologique). Ce modèle fait donc intervenir une zone, à l’interface entre la plaque

plongeante et la plaque supérieure, au sein de laquelle des roches plongent en profondeur pendant que

d’autres sont exhumées. [De telles interfaces ont été observées en sismique réflexion au niveau de la

subduction des Andes, mais la complexité des chemins P-T-t suivis par les roches nourrit encore

d’importants débats sur les processus réellement impliqués]. Le fait que les ophiolites du Viso

atteignent leur pic éclogitique à 50 Ma, et soient exhumées peu après, alors que la subduction

océanique se poursuit au moins jusqu’à 35 Ma pour permettre l’enfouissement de Dora Maira, est

troublant : cela signifie qu’une « écaille » de lithosphère océanique se détache en profondeur de la

lithosphère plongeante et entame son exhumation, alors qu’en parallèle la subduction continue. Cela

pose la question de comment se déforme une lithosphère océanique portée à haute pression et haute

température, bien au-delà des limites de cet écrit.

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Origine des plateaux continentaux

Du fait de lacunes sur la connaissance de la structure profonde des chaînes de montagne, les processus

à l’origine des plateaux sont mal déterminés. Il a été proposé que les plateaux tibétain/iranien aient été

formés suite à des phénomènes de délamination ou d’érosion convective de la racine lithosphérique.

Du manteau asténosphérique, moins dense, remplace alors du manteau lithosphérique, plus dense. La

compensation isostatique de cet évènement expliquerait une surrection du relief d’environ 1500 m

dans le cas du plateau tibétain.

D) Les processus de mise en place des ophiolites

Les ophiolites alpines sont essentiellement le résultat de processus d’exhumation (sauf le Chenaillet,

qui n’a pas été enfoui), dont les processus (chenal de subduction en particulier) ont déjà été discutés

plus tôt. Mais il existe un autre mode de mise en place des ophiolites : l’obduction.

Les ophiolites les plus emblématiques du cycle alpin sont celles du Semail, au nord du Sultanat

d’Oman. Ces ophiolites sont les plus vastes au monde, et forment une chaîne d’obduction. Ces

ophiolites ne sont pas incluses dans un prisme orogénique, la collision Arabie-Eurasie n’ayant pas

encore eu lieu à ces longitudes. Du fait de leur densité plus élevée (2.9~3), la présence d’ophiolites sur

de la croûte continentale (densité ~2.7) constitue un paradoxe. La lithosphère océanique du Semail a

été formée il y a environ 90 Ma, au niveau d’un centre d’accrétion localisé proche de la marge

Africaine (dans la région de la future plaque Arabie). Cependant, le rifting à l’origine de la Néotéthys

commence dès la fin du Permien dans cette région : le centre d’accrétion à l’origine de la lithosphère

du Semail a donc pris place au sein d’une lithosphère océanique d’âge Trias-Jurassique. Pourquoi le

centre d’accrétion du Semail a pris place si près de la marge Afrique, à l’extrême sud de la Néotéthys,

demeure encore mal compris. La subduction intra-océanique qui initie l’obduction démarre peu après

la mise en place du centre d’accrétion du Semail à 90 Ma. L’obduction proprement dîte, i.e. l’arrivée

de la lithosphère océanique sur le continent, est quant à elle datée autour de 80 Ma. Certains auteurs

proposent qu’une accélération globale des vitesses des mouvements des plaques aurait déclenché

l’obduction. Cependant, l’anomalie magnétique A34 datée à 84 Ma marque la fin de la période

magnétiquement calme du Crétacé (entre ~120 et 84 Ma), durant laquelle aucune inversion majeure du

champ magnétique du lieu : il est par conséquent impossible de déterminer quelle était la vitesse des

plaques durant cette période, et donc d’affirmer que l’obduction du Semail est déclenchée suite à un

changement cinématique majeur.

Les ophiolites ont été mises en place à la manière d’une nappe de charriage transportant un lambeau de

lithophère océanique. Au front de l’obduction (i.e. au sud du Semail), on observe une série de nappes

de charriage composées des corps sédimentaires qui reposaient autrefois sur la marge nord africaine

(arabe), les nappes de l’Hawasina. Le corps ophiolitique du Semail est aujourd’hui fragmenté par

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l’exhumation post-obduction d’un dôme de lithosphère continentale (le dôme du Saih-Hatat). Cette

phase d’exhumation est initiée par les contrastes de densité entre la lithosphère océanique et la

lithosphère continentale sous-jacente. Plusieurs modèles s’affrontent quant au scénario de l’obduction

du Semail, mais le consensus tend vers l’histoire suivante : la portion d’océan d’âge Trias-Jurassique

qui était rattachée à la marge Afrique au Crétacé serait entrée en subduction sous la jeune lithosphère

formée par le centre d’accrétion du Semail. La subduction de l’océan Trias-Jurassique sous le domaine

du Semail aurait entraîné avec elle une partie de la marge continentale de l’Afrique. Le processus

d’obduction serait donc un cas très particulier de subduction continentale ! Il se caractérise par un

métamorphisme inverse, les roches proches de la semelle obduite ayant été porté à des conditions de

température et de pression plus élevées. Contrairement au métamorphisme inverse observé en

Himalaya, ce métamorphisme est, au premier ordre, une illustration du modèle dit « en fer à

repasser » : l’ophiolite, plus chaude, et exerçant une pression plus forte lors de son obduction,

déclenche un métamorphisme plus intense à proximité.

C’est le même épisode d’obduction qui a donné naissance aux ophiolites de Neiriz et Kermanshah

(Zagros) et de Spongtang et Xigaze en Himalaya. La mise en place des ophiolites peut donc avoir lieu

avant la collision continentale (80 Ma avant pour les ophiolites du nord de l’Arabie), avant que le

prisme orogénique ne soit initié. Des processus d’obduction similaires à ceux de la marge omanaise

ont été observés en Nouvelle-Guinée et en Nouvelle-Calédonie.

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Fig.17 : Modes d'obduction

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3) Le rôle du climat sur l’évolution des chaînes alpines Les changements climatiques, en agissant sur le régime des précipitations et donc sur l’érosion, jouent

un rôle fondamental dans l’évolution des chaînes de montagne. L’érosion est l’ensemble des

mécanismes de transport de sédiments physiques et chimiques à la surface de la Terre, par l’eau et la

gravité. L’altération est la modification chimique et/ou physique des roches, principalement due à l'eau

et aux variations de températures et de pressions au sein de la roche (l’altération crée du sédiment). La

dénudation est définie par le rapport entre le flux de sédiments sortant d’un bassin versant, et l’aire

drainée de ce bassin versant. Les plus forts taux de dénudation sont situés dans la bande inter-

tropicale, où les précipitations sont les plus importantes. La mousson asiatique joue un rôle

prépondérant dans l’érosion de l’Himalaya (3200 tonnes de sédiments sont transférés annuellement au

système turbiditique du Bengale). L’essentiel de la dénudation est liée à l’érosion mécanique (fleuves,

glissements de terrains, glaciers). Nous ne détaillerons donc pas les processus d’érosion chimique (i.e.

Goldschmidt), dont le rôle, important dans l’évolution des concentrations en CO2 atm, est négligeable

dans l’évolution des reliefs.

La loi empirique d’Anhert relie les taux de dénudation à l’altitude moyenne du relief selon une loi

puissance. Selon cette loi, la décroissance des reliefs par érosion est exponentielle, bien que la

compensation isostatique du matériel érodé préserve le relief sur plusieurs millions d’années.

L’évolution d’une chaîne de montagne passe donc par l’établissement d’un équilibre entre surrection

et érosion, qui stabilise les reliefs. Par exemple, les reliefs de l’Himalaya ont très probablement atteint

leur altitude actuelle il y a plus de 15 Ma (voire même 30 Ma selon les estimations) : leur altitude est

restée à peu près stable au cours de ces 15-30 millions d’années, alors que les taux de dénudation de

cette chaîne sont très importants. Il existe donc des limites intrinsèques aux processus érosifs limitant

leur capacité à niveler une topographie. L’objectif de cette troisième partie est de comprendre

comment un prisme orogénique peut atteindre cet équilibre, quelles sont les modalités qui en

permettent le maintien, et comment cet équilibre peut être rompu pour permettre soit une nouvelle

phase de croissance de la topographie, soit sa disparition.

Fig. 17 : La loi d'Anhert

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Fig. 18 : la notion d'équilibre entre surrection et érosion

A) Quantification de l’érosion et de la surrection d’une topographie

Méthodes d’estimation des taux d’érosion

Les taux d’érosion sont classiquement estimés à partir de l’utilisation des isotopes cosmonucléiques.

L’origine des isotopes cosmonucléiques est le flux cosmique, qui induit des désintégrations

radioactives. Il existe différents filtres au flux cosmique: le champ magnétique, l’atmosphère…mais

une partie du flux cosmique touche le sol et induit des désintégrations :

Exemple des grains de Quartz SiO2 : 18O10Be; 32Si26Al

Exemple des Carbonates, à l’origine du 36Cl

Le flux cosmique est soumis à des variations causées par des effets de latitude, d’altitude, ou de

topographie locale. Les concentrations en isotopes cosmogéniques varient selon la profondeur : les

grains en dessous de 2 m de fond sont peu soumis au flux cosmique, et ne produisent donc que peu

d’isotopes. Et, bien sûr, la concentration en cosmonucléides N évolue au cours du temps : dN/dt=P(t)-

λN, avec λ constante de désintégration). En fonction de la concentration en isotopes cosmogéniques

d’une couche de sédiments donnée, on pourra déterminer depuis quand cette dernière a été enfouie, ou

au contraire portée à la surface suite à un processus d’érosion (surface mise à jour par un glissement de

terrain, ou le passage d’un cours d’eau). La datation de la surface n’est valable que si la roche exposée

est plus vieille que la demi-vie du cosmonucléide (pour pallier les problèmes d’héritage issus de

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potentiels épisodes d’exposition à la surface antérieurs à l’évènement d’exposition que l’on cherche à

dater).

Méthodes d’estimation des taux de surrection de la topographie

Les méthodes thermochonologiques sont à nouveau utilisées pour estimer le taux de soulèvement des

chaînes de montagnes au cours des temps géologiques. Cependant, l’utilisation de ces méthodes

souffre de nombreuses limites. Tout d’abord, les méthodes thermochronologiques n’estiment que

l’exhumation des roches, qui est le résultat du soulèvement de la roche sous l’effet de la dynamique

interne du prisme orogénique (compensation isostatique), mais aussi des variations topographiques en

surface. Le fait que seule l’exhumation soit directement quantifiable introduit des difficultés dans

l’estimation de l’évolution d’une topographie à l’échelle du million d’années. A soulèvement

topographique nul, un épisode d’exhumation peut simplement correspondre au seul soulèvement de la

roche. Plusieurs interprétations des taux d’exhumation sont donc possibles, d’où la nécessité d’étude

multi-proxies (stratigraphie, pétrologie, géologie structurale) mettant en évidence, de façon qualitative,

un évènement géologique potentiellement associé à la surrection d’un relief (ex. surface d’érosion,

apparition soudaine de dépôts détritiques type molasses…). De plus, les méthodes

thermochronologiques quantifient les taux d’exhumation avec de fortes incertitudes, liées la relation

entre température de fermeture et géotherme, ce dernier étant souvent mal connu. En dépit de ces

inconvénients, il s’agit de l’une des seules méthodes disponibles pour fournir ne serait-ce qu’un

calendrier de l’évolution d’une topographie et un ordre de grandeur de son taux de soulèvement. Une

autre méthode assez utilisée consiste à relier les mesures du δ180 des sédiments/fossiles recueillis

sommet des montagnes à d’anciennes altitudes, le fractionnement des isotopes de l’oxygène étant

dépendant de l’altitude… mais là encore les incertitudes sont fortes et très discutées.

B) Les processus de l’érosion mécanique et leur rôle sur l’évolution de la topographie

Les processus d’érosion et de transport dépendent de l’agent impliqué. A l’échelle du bassin versant, il

existe, au premier ordre, une zonation de l’action des agents : les glaciers agissent dans les parties les

plus internes d’une chaîne de montagne, les glissements sont confinés aux zones de pente, les

précipitations agissent surtout au front de la chaîne (qui joue le rôle de barrière topographique et

diminue les précipitations qui atteignent le cœur de la chaîne).

L’érosion par les rivières et les fleuves

Il existe deux lois d’érosion principales :

-La loi d’érosion limitée par l’érodabilité du substrat : s’applique aux rivières à lit rocheux, dans les

zones de forte pente (i.e. les torrents). Au bout d’un moment, le substrat ne peut plus être érodé, et le

lit de la rivière ne se creuse plus : il s’agit d’une importante limite à l’érosion des reliefs.

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Avec ɛ incision ; k coefficient d’érodabilité ; Q flux sédimentaire ; S la pente ; m & n sont des

paramètres déterminés empiriquement.

-La loi d’érosion limitée par la capacité de transport de la rivière : s’applique aux rivières alluviales,

dans les régions de faible pente (i.e. dans les plaines). Le courant augmente l’incision de la rivière

seulement si sa capacité de transport est supérieure à la charge sédimentaire qu’il transporte.

Avec Qc capacité de transport, A aire drainée, S pente.

Pour les deux lois, tout facteur faisant varier k (précipitations notamment) influe sur la quantité de

sédiments érodés et potentiellement délivrée aux océans.

Au cours d’une orogenèse, la phase de soulèvement du relief se caractérise par une dominance du

comportement « limité par l’érodabilité du substrat », tandis que la phase de « déclin » du relief se

traduit par une dominance du comportement « limité par la capacité de transport »…ceci implique

que la diminution du relief se fait sur une échelle de temps plus vaste que la phase de croissance.

Fig. 19 : localisation des différents types de cours d'eau (alluvial, lit

rocheux) selon la pente

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Les glissements de terrains

Sous l’action de la gravité, les pentes se déstabilisent, et évoluent en chute de pierres, glissements de

terrain, ou coulées de débris (selon la saturation en eau du sol), qui nourrissent les rivières en éléments

détritiques. La stabilité d’une zone se caractérise par son facteur de sécurité (FOS, pour Factor Of

Safety), qui est le rapport des forces de résistance du sol au glissement sur les forces motrices

FOS= c’+ γ’. z. cos2 α. tan φ/ γ’. z. sin α. cos α

Avec c’= cohésion ; γ’ = densité sèche ; z= épaisseur des glissements; α= pente ;

φ=coefficient de friction interne.

Lorsque ce rapport est inférieur à 1, la zone est considérée instable et peut être déstabilisée à tout

moment. La stabilité des couches sédimentaires est gouvernée par les variations de pression effective.

De façon générale, tout processus susceptible d'induire un excès de pression interstitielle est capable

de réduire la résistance du sédiment au niveau d'un plan de cisaillement, d'initier la rupture et de

générer un glissement de terrain. Les processus déclencheurs des glissements de terrain sont donc le

plus souvent les séismes, mais aussi les fortes pluies. A terre, la stabilité des sols dépend aussi du

couvert végétal et de la valeur de la pente. Dans la région himalayenne, les glissements de terrain

déclenchés par un séisme sont plus nombreux après que la saison des pluies soit passée, les sols se

trouvant gorgés d’eau et plus instables. Les épisodes de déclenchement de glissements de terrain

entraînent des phases de dénudation très efficace. Il faut un certain temps avant que le sol se

reconstitue et puisse à nouveau être déstabilisé. Dans la région himalayenne, la croissance des sols est

très importante du fait du régime des moussons.

Les relations entre surrection des reliefs et glissements de terrain sont complexes. L’angle de friction

interne des matériaux granulaires oscille typiquement autour de 30°. Ainsi, si la fréquence de

glissements de terrain sur les pentes <25° est relativement faible, elle augmente de façon exponentielle

dans les régions où la pente s’approche de 30°. Si une région subit un soulèvement topographique qui

se manifeste par des pentes plus abruptes, alors les glissements de terrain vont fortement limiter le

soulèvement topographique de cette région dès que celle-ci se caractérisera par des pentes proches de

30°. Ceci explique pourquoi il est rare de rencontrer des pentes > à 30° dans les chaines de montagnes.

De plus, il existe une compétition entre la croissance des reliefs dans les zones de failles actives et

l’érosion associée aux glissements de terrains déclenchés par l’activité sismique de la faille. Ainsi,

dans la région du Sichuan (Est-Tibet), le séisme de 2008 a déclenché des glissements de terrain qui ont

érodé un volume de roche plus important que celui soulevé par le jeu de la faille : dans ce cas, le bilan

érosion/soulèvementde la topographie est négatif. A Taïwan, après le séisme de ChiChi en 1999, le

bilan a été positif : tout le matériel soulevé lors du séisme n’a pas été érodé. Chaque région a donc un

bilan érosion/soulèvement qui lui est propre. De plus, il y a soulèvement topographique sur une faille

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inverse en période inter-sismique, lorsque la faille est « en creep » (i.e. glissement asismique) : si le

bilan érosion/soulèvement peut être négatif lors d’un évènement sismique (ex. du Sichuan), il est fort

possible que ce même bilan soit positif à l’échelle du cycle sismique. Ceci expliquerait les

topographies élevées de la région du Sichuan (en bordure du plateau tibétain), et les taux de

soulèvement positifs déduits des données thermochronologiques à l’échelle du million d’années.

Les glaciers

La propagation des glaciers racle le fond des vallées et transporte au front des glaciers des sédiments, à

l’origine de la formation de moraines. Les glaciers produisent des vallées en U. La quantification de

l’érosion par la propagation des glaciers est encore difficile. La façon dont les reliefs ont répondu à la

propagation des glaciers au Quaternaire est très hétérogène d’un endroit à l’autre, il est difficile de

mettre en évidence des relations générales. Dans les Alpes, il a été démontré par des études de

thermochronologie, que les massifs cristallins externes ont subi un soulèvement assez important

(quelques centaines de mètres) autour de 0.8-1 Ma, associé au surcreusement d’anciennes vallées

fluviales par les glaciers (ex. la vallée du Rhône). L’âge de 0.8-1 Ma correspond à la transition

climatique Mid-Pléistocène, au cours de laquelle la périodicité des cycles glaciaires-interglaciaire

passe de 40 000 ans à 100-120 000 ans (l’excentricité devient le paramètre de Milankovitch dominant,

à la place de l’obliquité). Ce changement climatique aurait favorisé la propagation des glaciers, le

surcreusement des vallées, et le soulèvement de certains massifs externes.

Fig. 20 : schéma d'un glissement de terrain

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Interactions entre les processus

Tous les processus d’érosion mécanique interagissent entre eux :

Par exemple, les glissements de terrain augmentent brutalement la charge de sédiment transportée par

les fleuves. Ils peuvent aussi générer des barrages naturels formant des lacs ou déviant le court du

fleuve, à l’échelle de quelques milliers d’années. Les rivières et les glaciers, en incisant les bassins

versant, augmentent les pentes, pré-conditionnant ces dernières aux instabilités gravitaires. Un

glissement de terrain qui se dépose sur un glacier induit une surcharge qui favorise la progression du

glacier par fluage, et donc favorise son action érosive.

La bordure du plateau tibétain est l’une des régions montagneuses les plus abruptes au monde, avec un

dénivelé de 5000 m sur une centaine de kilomètres seulement. Il est difficile d’expliquer une telle

topographie par les seules propriétés rhéologiques de la lithosphère continentale, et il est fort probable

que cette particularité topographique soit le fruit d’interactions complexes entre processus érosifs. Des

études ont montré que les glaciers au sommet du plateau tibétain créent des moraines qui bloquent le

cours des rivières et forment des lacs de haute montagne. Seuls quelques cours d’eau étroits, et très

localisés, entaillent les moraines. Du fait de la faible largeur des cours d’eau, la puissance de leur

courant est très élevée, et leur capacité érosive forte. Cette efficacité érosive serait responsable des

pentes très abruptes observées dans la région. La répétition des cycles glaciaires à l’échelle des temps

géologiques aurait donc, via leur contrôle de l’érosion par les rivières, contrôlé l’équilibre

érosion/surrection du plateau tibétain à l’échelle du million d’années.

Fig. 21 : origine des fortes pentes bordant le plateau tibétain

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C) Erosion et compensation isostatique

Comment l’équilibre tectonique-climat se met en place à l’échelle du prisme orogénique ? Comment

un changement climatique peut-il induire un changement de taux de soulèvement de la topographie?

Nous avons montré que les chaînes de montagnes se caractérisent par la présence en profondeur de

racine crustale (modèle d’Airy). On considère une surface de compensation isostatique théorique le

long de laquelle la pression exercée par les roches sus-jacentes est égale. Considérons à présent une

situation initiale, avec une chaîne de montagne d’altitude h, une racine crustale d’épaisseur R, et une

lithosphère continentale non épaissie (en dehors de la zone de montagne) d’épaisseur H. L’érosion

diminue la valeur de la topographie h. Cependant, afin que l’équilibre isostatique soit réalisé, c’est-à-

dire afin que la pression à l’aplomb de la chaîne de montagne soit la même avant et après l’érosion, la

topographie est compensée. On considère que la compensation isostatique est instantanée à l’échelle

des temps géologiques (les calculs de rebond flexural montrent que la compensation se fait sur environ

5000 ans).

A l’état initial la pression sur la surface de compensation est :

P1=(h+H+R)g ρc

Après érosion, à l’équilibre isostatique :

P2= (h’ +H + R) g ρc +d g ρm

Avec h’ topographie après érosion, ρc densité de la croûte continentale (2.7) et ρm densité du manteau

lithosphérique (3.3). d est l’épaisseur du manteau isostatique après remontée de l’ensemble de la

colonne de croûte continentale.

En prenant P1=P2, et après simplification, il vient :

d=(h-h’) ρc / ρm

Application numérique : si on considère que l’érosion est de 100m (h-h’), d= 82 m. Après

compensation, la décroissance effective de la topographie n’est donc que de 20 m environ.

Ainsi, ~80% de la topographie des montagnes actuelles est liée à la compensation isostatique du

matériel érodé. La tectonique ne serait responsable que de 20% de la topographie. L’érosion n’est pas

une réponse passive à la formation de reliefs sous l’effet de la tectonique, mais au contraire un moteur

majeur de la formation de ces reliefs et de l’activité des structures géologiques.

Pour que la compensation isostatique opère, il faut que le matériel produit par l’altération soit

transporté hors de la zone de reliefs, vers les océans. Ainsi, si après une crise sismique, le volume de

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roches érodées par les glissements de terrain n’est pas évacué par des rivières, alors la compensation

isostatique ne peut s’opérer. Un système érosif se caractérise par son temps caractéristique de réponse.

Dans le cas des fleuves, le temps caractéristique est le rapport entre la longueur du fleuve et un terme

Δ (terme complexe, dépendant du flux de sédiment, du coefficient de Chézy, de la porosité du

sédiment…). Le temps caractéristique des grands fleuves himalayens est de l’ordre de 2 à 5. 105 ans,

soit largement supérieur à la cyclicité des paramètres de Milankovitch. En moyenne, la variabilité

climatique du quaternaire (alternance des cycles glaciaire-interglaciaire) ne joue donc pas un rôle

important sur l’évolution topographique de l’Himalaya. En revanche, l’apparition des glaciations,

l’intensification de la mousson à 3 Ma (i.e. tout changement climatique modifiant le système à

l’échelle du million d’années) ont très probablement joué un rôle important dans cette évolution.

Notion de longueur d’onde dans la flexure de la lithosphère : si la zone érodée est trop étroite par

rapport à la longueur d’onde de la flexure de la lithosphère, cette zone ne sera pas compensée par le

jeu de l’isostasie.

D) Climat et prisme orogénique

Comment un changement climatique peut-il affecter l’évolution d’un prisme orogénique via

l’érosion ? Sous l’effet de la compensation isostatique post-érosion, et sous l’effet des changements

dans la distribution des contraintes liées à l’érosion (changement du taper du prisme), la croissance de

l’orogène peut induire un réajustement de la position du niveau de décollement. Si le climat influence

la tectonique, alors l’accélération du taux de soulèvement doit se maintenir longtemps après le début

du changement climatique (temps de réponse du système). Cependant, le flux sédimentaire vers les

bassins adjacents ne permet pas de discriminer si l’augmentation du relief est liée au climat seul ou à

l’action du climat sur la croissance des structures tectoniques. Dans le cadre de la théorie du prisme de

Coulomb, si le climat est seul responsable du soulèvement topographique, alors la déformation devrait

migrer et se concentrer vers les zones de déformations internes. On attend une flexure lithosphérique

moins importante dans l’avant pays (bassin flexuraux moins profonds, bombement d’avant-pays moins

marqué). Inversement, si la topographie augmente suite à une activité tectonique, on attend une

progradation du front de déformation vers l’avant-pays, et un effet flexural plus important du fait de

l’épaississement crustal créé par la tectonique.

Parvient-on à détecter dans la nature les changements attendus dans la dynamique du prisme suite à un

changement climatique ? Rien n’est moins évident… Au niveau de l’Himalaya, on observe

actuellement, diminution des précipitations vers le Nord…mais le taux de soulèvement topographique

(mesuré par GPS) est uniforme sur le front de la chaîne! A première vue, cela contredit l’hypothèse

selon laquelle le climat interfère sur l’évolution des reliefs via l’érosion. En réalité, en allant vers les

domaines internes de la chaîne, les glaciers jouent un rôle prépondérant sur l’érosion, et compensent le

déficit d’érosion lié aux précipitations plus faibles. L’érosion est donc bien uniforme, mais l’agent

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diffère! Cela implique une réponse uniforme du prisme orogénique à l’érosion.

Les changements climatiques permettent-ils réellement d’augmenter l’érosion des continents ? Là

encore, les contradictions sont nombreuses. Les estimations de l’évolution du flux sédimentaire au

cours du Cénozoïque montrent une augmentation exponentielle du volume de sédiments délivrés aux

océans en approchant l’Actuel. Le « pic » de sédimentation commence à 5 Ma selon cette courbe.

Cependant, ces estimations de flux sédimentaire ne tiennent pas compte de la probabilité qu’un

sédiment reste préservé au cours des temps géologiques. Autrement dit, un sédiment déposé il y a 30

Ma a eu plus de chance d’être re-érodé qu’un sédiment déposé il y a 3 Ma. Des études géochimiques

du flux de sédiment, basée sur les mesures de 10Be, montrent qu’il n’y a pas eu de variations du flux

sédimentaire global au cours des 10 derniers millions d’années, alors qu’on supposait que le pic de

sédimentation autour de 5 Ma était associé à une érosion accrue des continents corrélée aux prémices

de la période glaciaire qui allait caractériser le Quaternaire… L’augmentation du flux sédimentaire

supposée au cours du Cénozoïque ne serait en réalité qu’un artefact de l’enregistrement sédimentaire!

Cela pose de profondes questions sur l’effet réel du climat sur la croissance du relief, questions encore

irrésolues.

Fig. 22 : Evolution du flux sédimentaire au cours du Cénozoïque

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3) Conclusion : vers un modèle synthétique des processus de formation et d’évolution des

chaînes de montagnes

Le processus de formation d'une chaîne de montagne s'inscrit la plupart du temps dans la continuité de

la subduction océanique (pas toujours, cas des Pyrénées). Le passage du prisme accrétion sédimentaire

au prisme orogénique, avec formation d'écailles d'échelle lithosphérique, s'opère lorsque le panneau

plongeant océanique finit par se détacher du continent : on passe alors en régime de collision

continentale pure. La rhéologie de la lithosphère continentale contrôle au premier ordre le degré de

raccourcissement au niveau de la chaîne, tandis que le climat, via la compensation isostatique, est à

l'origine de l'essentiel de la topographie observée. La compétition entre forces aux limites et forces de

volume contrôle la durée de vie d'une chaîne de montagne, et l'équilibre établi entre processus

tectonique et climatique.

Il reste de nombreuses incompréhensions dans les processus de formation des montagnes,

essentiellement dues aux difficultés d'imager leur structure profonde. Quelle est l'origine du plateau

tibétain? Quel modèle pour expliquer le processus d'exhumation? Comment le climat influence -t-il

l'évolution d'un prisme orogénique? Comment sont définis les changements climatiques du Miocène?

Comment les chaînes de montagne ont pu influencer le refroidissement Cénozoïque?

Remarques :

-Echelle sur les figures ; ordres de grandeurs sur les figures et dans le texte

-Eviter les introductions « de tous temps »…ou les mises en situations artificielles (« tous les enfants se

demandent comment se forment les montagnes » ) / préférer l’approche histoire des sciences, fondée sur des

travaux et des questionnements réels, ayant animés la communauté scientifique pendant des décennies.

-Eviter les problématiques en paraphrase du sujet : une bonne problématique doit faire ressortir une démarche

d’investigation, basée sur des questions fondées sur des paradoxes bien identifiés (ex. comment peut-on avoir de

la subduction continentale, de l’obduction ? Est-ce que la structure de surface d’une chaîne reflète sa structure

en profondeur, ou est-ce que des structures sont invisibles à l’affleurement ?)

-Lorsque les exemples à traiter sont spécifiés dans le sujet, il faut baser votre démonstration sur ces cas

concrets, et ne pas se contenter de schémas génériques applicables à n’importe quelle zone. Lorsque l’exemple à

traiter est imposé dans le sujet, il faut discuter de ses particularités. Voir le rapport du jury 2012, sur le sujet

« L’Océan Atlantique », pour plus de conseils.

-A l’inverse, il ne s’agit pas d’entrer dans l’histoire détaillée d’une chaine de montagne (par exemple inutile de

présenter la stratigraphie détaillée des Alpes, il suffit juste de prendre deux-trois connaissances utiles au

propos)

-il est indispensable de proposer des schémas structuraux simplifiés des Alpes, de l’Himalaya, des coupes

simplifiées de ces chaines, une carte simplifiée du métamorphisme alpin, une carte simplifiée des chaines alpines

à l’échelle du globe…

-Le détail des séries ophiolitiques est à la limite du hors-sujet ici : les séquences ophiolitiques permettent de

comprendre la formation d’un océan, pas d’une chaîne de montagne : il suffit de dire qu’elles ont la même

nature que la lithosphère océanique, i.e. péridotite, gabbro, basaltes (avec de nombreuses variations), et

Page 42: Préparation à l’ Agrégation, Université d’ Orsay ... · Une chaîne de montagne se caractérise par du métamorphisme indiquant ... soulèvement topographique des chaînes

qu’elles sont les témoins d’anciens océans. Inutile de détailler la pétro des ophiolites sur deux pages ! En

revanche, discuter des processus d’obduction/exhumation.

Fig. 23 : schéma du prisme orogénique alpin