Formation et évolution des chaînes de montagne associées au cycle alpin Préparation à l Agrégation, Université d Orsay. Correction de l écrit

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1 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 rodriguez@geologie.ens.fr 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

2 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 francoitaliennes). 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 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

3 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 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 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 moyensupérieur, 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

4 de lambeaux d ophiolites : les plus spectaculaires sont celles du Nord du Sultanat d Oman, dîtes «ophiolites du S », 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 CO 2» et précipité la transition vers les conditions glaciaires du Cénozoïques (en diminuant l effet de serre). Le rôle de la

5 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

6 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

7 pli déjeté de St Julien dans les Alpes. Fig. 3 : Schéma structural des Alpes européennes et de l'himalaya

8 Fig. 4 : Diversité des structures compressives rencontrées dans une chaîne de montagne Fig. 5 : Structure du Galibier

9 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.

10 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

11 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 M w ~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

12 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 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 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

13 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 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 continentocéan (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!

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

15 (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.

16 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 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 Ma!

17 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

18 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-àdire 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 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

19 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

20 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 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.

21 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

22 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)

23 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 (E p = mgz, m : masse,

24 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.

25 Fig. 15: Les décrochements d'extrusion latérale tibétain sont associés au poinçonnement de l'eurasie par l'inde

26 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 C/km. Par exemple, le couple 39 Ar- 40 Ar 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 4 He/ 3 He, 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