Convergence lithosphérique et orogenèse (TS)

Nous avons vu que le Moho est plus profond dans les zones montagneuses comme les Alpes que dans les bassins sédimentaires. Cette profondeur du Moho semble donc liée au phénomène d'orogenèse.

Formation d'une chaîne de collision

Classiquement, on estime qu'à l'origine d'une chaîne de collision, il y a un domaine océanique. Durant la phase de divergence, un rift se crée puis une dorsale active. Pour des raisons diverses cette phse de divergence prend fin suivit par une phase de convergence marquée par l'apparition d'une subduction. Lorsque le bassin océanique est complètement fermée, les deux lithosphères continentales entre en collision : la chaîne de montagne est en train de se former.

Le cas des Alpes

On considère, en général, que les Alpes sont, avec l'Himalaya, le type même de la chaîne de collision.

Carte géologique simplifiée des Alpes

Géologiquement, une des zones particulièrement intéressantes des Alpes est constituée par le Massif du Chenaillet qui culmine à 2600 m environ.

Photo de l'ensemble du massif

Les pillow lavas du Chenaillet

Les pillow lavas ou laves en coussins sont des formations basaltiques caractéristiques d'un volcanisme aquatique, en général sous-marin.

Vidéo montrant la formation de pillow lavas

La serpentinite correspond à la péridotite hydratée.

La structure d'une ophiolite est donc la suivante :

Cette structure correspond tout à fait à celle d'une lithosphère océanique :

Cela signifie qu'en ophiolite est un fragment de lithosphère océanique qui a été charriée au sein de la chaîne durant la phase d'orogenèse. On parle d'obduction.

Les différents indices récoltés permettent de dire que l'Océan Alpin était un océan à dorsale lente (comme l'Atlantique actuelle) dont les eaux étaient chaudes. Il a duré environ 100 millions d'années (entre -150 et -50 millions d'années).

La présence d'ophiolites est le signe de la présence d'un océan à marge active. Or nous avons vu qu'une chaîne de collision naît d'un océan qui a eu une phase de divergence caractérisée par une marge passive. Peut-on retrouver des traces de cette marge passive ?

Marge passive d'un océan

On trouve dans le massif de l'Oisans, non loin de Bourg d'Oisans, une zone qui présente l'aspect suivant :

Les géologues l'interprète comme la présence de blocs basculées caractéristiques d'une marge passive :

On trouve les mêmes traces, à une echelle beaucoup plus grande dans le massif de l'Himalaya, à la frontière entre l'Inde et le Ladakh au niveau de la formation du Tso Moriri.

La formation d'une chaîne de collision

Modélisation simple de la mise en place d'une chaîne de collision

Des équipes franco-italiennes et suisses ont poursuivi des études sismiques dans la zone alpine. Le programme ECORS (étude de la croûte continentale et océanique par réflexion et réfraction sismique) a permis d'établir une coupe nord-ouest/sud-est du massif alpin.

Le résultat obtenu est le suivant :

On voit bien l'affrontement entre les deux lithosphères de la plaque européenne et de la plaque africaine ( appelée parfois adriatique ou apuléenne) au niveau de la zone de Sesia. en ce point, le Moho est situé à plus de 50 km. Une chaîne de collision est donc marquée par un épaississement et un raccourcissement de la lithosphère continentale. 

On peut constater aussi que la croûte de la plaque européenne est prise en sandwich entre le manteau lithosphérique européen et le manteau lithosphérique africain.

On a aussi fait des mesures de tomographie sismiques au niveau des chaînes de collision.

Pour rappel, prenons l'exemple d'une tomographie sismique au niveau d'une subduction océan/océan comme la subduction des Tonga-Kermadec.

La tomographie sismique est une technique qui consiste à mesurer la vitesse des ondes sismiques engendrées par un séisme. On va ainsi noter les anomalies positives et négatives par rapport à une moyenne enregistrée dans un milieu homogène.

Dans le cas des séismes localisés entre Suva et Niue, on obtient le diagramme suivant :

0n constate qu'une forte anomalie positive de vitesse apparaît dans le manteau (en vert) qui est de structure normalement homogène. La zone traversée est moins ductile donc plus froide que le manteau qui l'entoure. C'est la lithosphère océanique de la plaque pacifique qui subducte sous la lithosphère océanique de la plaque australienne. On a une subduction.

Pendant très longtemps, les géologues ont considéré que seule une plaque océanique pouvait subductée, une plaque continentale étant de densité trop faible. Mais il y a quelques années, on a effectué des mesures de tomographie sismique sous l'Himalya en obtenant les résultats suivants :

On voit donc nettement une subduction présente sous l'Himalaya. Si on considère que la plaque indienne est continental et que la plaque eurasiatique est elle aussi continentale, cela signifie que la subduction observée est celle de la plaque continentale indienne. On peut donc affirmer qu'il existe des subduction continent/continent sous les chaînes de montagne.

Brève histoire résumée des Alpes

Il y a 250 millions d'années, un fracture se crée au niveau de la Pangée, formant une zone de rift. Il y a 150 millions d'années, l'Océan Alpin commence à s'ouvrir (stade analogue à celui de la Mer Rouge actuellement).  Cette phase d'extension d'un océan à marge passive est contemporaine de l'ouverture de l'Atlantique nord. Il y a environ 80 millions d'années, l'Atlantique sud commence son ouverture. La plaque africaine commence sa rotation vers le nord-est. Elle bloque ainsi l'ouverture de l'Océan Alpin qui devient un océan à marge active du côté sud-est. La phase de fermeture océanique est achevée il y a environ 50 millions d'années. Commence alors la phase de collision continentale.