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 [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

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

27 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.

28 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 S , 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 S 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 S a donc pris place au sein d une lithosphère océanique d âge Trias-Jurassique. Pourquoi le centre d accrétion du S 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 S 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 S 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 S ), 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 S est aujourd hui fragmenté par

29 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 S , 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 S . La subduction de l océan Trias-Jurassique sous le domaine du S 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.

30 Fig.17 : Modes d'obduction

31 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 intertropicale, 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 CO 2 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 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

32 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 SiO 2 : 18 O 10 Be; 32 Si 26 Al Exemple des Carbonates, à l origine du 36 Cl 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

33 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 δ 18 0 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.

34 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

35 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. cos 2 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

36 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 Ma, associé au surcreusement d anciennes vallées fluviales par les glaciers (ex. la vallée du Rhône). L âge de Ma correspond à la transition climatique Mid-Pléistocène, au cours de laquelle la périodicité des cycles glaciaires-interglaciaire passe de ans à 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

37 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

38 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-àdire 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 : Après érosion, à l équilibre isostatique : P1=(h+H+R)g ρ c P2= (h +H + R) g ρ c +d g ρ m Avec h topographie après érosion, ρ c densité de la croûte continentale (2.7) et ρ m 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 ) ρ c / ρ m 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

39 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 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

40 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 10 Be, 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

41 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

42 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