Les chaînes de montagnes récentes et leurs relations avec la tectonique des plaques

Une chaîne de montagne est une zone à fort relief qui s'étend sur des longueurs variables. Les caractéristiques et la répartition de ces reliefs s'expliquent dans le cadre de la théorie de la tectonique des plaques.

I. Les différents types de chaînes de montagnes récentes

Répartition des différentes chaînes de montagnes récentes :

Les plaques sont des morceaux rigides de lithosphère en mouvement sur l'asthénosphère, couche relativement ductile du manteau supérieur.

Les plaques lithosphériques, aussi appelées plaques tectoniques, sont des morceaux de la lithosphère qui reposent sur l'asthénosphère moins rigide. Ces plaques ont la particularité de se déplacer, à la suite des mouvements convectifs qui existent dans le manteau.

Les plaques lithosphériques sont caractérisées par une activité géologique peu importante, mais sont bordées de frontières étroites géologiquement actives. On détermine 3 types de frontières :

• Des zones de divergence : Les dorsales océaniques sont des reliefs océaniques caractérisés par une grande activité magmatique, responsable d'un mouvement de divergence des plaques qui tendent à s'éloigner de part et d'autre de ces dorsales.
• Des zones convergentes : Montrent une activité sismique qui ne peut s'expliquer que par la présence de matériel solide en profondeur, suite à des collisions ou à des subductions.
• Des zones de coulissage : Les failles transformantes sont des zones du globe en mouvement bien qu'elles ne soient ni des zones de divergence, ni des zones de convergence.

La répartition des chaînes de montagnes récentes coïncide avec les limites des plaques lithosphériques dans les zones de convergences, ils sont donc le résultat de l'activité de ces limites.

Les chaînes de montagne récentes peuvent être classifiées par la façon de formation en :

• Chaînes de subduction : Lorsqu'une plaque lithosphérique océanique s'incurve et plonge sous une autre plaque avant de s'enfoncer dans le manteau.
• Chaînes d'obduction : Lorsqu'une croûte océanique chevauche une autre croûte.
• Chaînes de collision : Lorsque deux plaques lithosphériques continentales se rencontrent.

II. Caractéristiques des chaînes de montagnes récentes

1. Les chaînes de subduction (Exemple : les Andes)

a) Caractéristiques structurales et géophysiques des zones de subduction

La cordillère des Andes est la plus longue chaîne de montagne du monde ($7100 \text{ km}$). Elle s'étend sur $66^\circ$ en latitude le long de la façade occidentale de l'Amérique du Sud. C'est une chaîne de subduction liée au passage en subduction de la plaque Nazca sous la plaque Amérique du Sud.

La cordillère des Andes est une chaîne de subduction caractérisée par :

• Présence d'une fosse océanique et du prisme d'accrétion : Dans la zone de subduction, la plaque océanique ophiolitique dense plonge dans l'asthénosphère sous la plaque continentale moins dense, créant entre les deux plaques une fosse océanique profonde, où s'accumulent et se pressent des sédiments océaniques déformés, formant le prisme d'accrétion.
• Importante activité sismique : L'étude des foyers sismiques dans la zone de subduction montre une répartition selon un plan oblique appelé plan de Benioff. Les foyers sismiques anciens sont profonds, les foyers récents sont superficiels. Cette surface sismique justifie l'enfouissement d'une portion rigide de la lithosphère océanique à l'intérieur du manteau plus chaud et plus ductile.
• Importante activité magmatique : Les zones de subduction se caractérisent par une activité magmatique importante donnant naissance à un volcanisme andésitique et à des plutons, permettant la mise en place de roches magmatiques particulières : l'andésite (roche volcanique) et la granodiorite (roche plutonique).
• Anomalie thermique : Les isothermes, courbes reliant les points de même température, généralement sont parallèles à la surface terrestre, mais au niveau des marges actives on constate qu'ils plongent et migrent en profondeur d'une façon inclinée par rapport au plan de Benioff.

b) Caractéristiques tectoniques et pétrographiques des zones de subduction

Les Andes présentent des caractéristiques structurales et pétrographiques typiques de chaîne de subduction :

• Des déformations simples : En général des plis de grande amplitude, associés à des failles inverses. Ces structures sont en éventail.
• Le prisme d'accrétion : Structure géologique caractérisée par l'accumulation de sédiments océaniques à l'avant de la plaque chevauchante au niveau de la fosse océanique.
• Des roches magmatiques typiques : Andésite : roche volcanique associée à un volcanisme fortement explosif. À d'autres endroits, des roches plutoniques : la granodiorite.

c) Caractéristiques pétrographiques des roches magmatiques liées aux zones de subduction

Les chaînes de subduction se caractérisent par l'abondance d'une roche volcanique nommée Andésite et par la présence de plutons de granitoïdes (Granodiorites).

L'Andésite : roche magmatique qui présente des phénocristaux (cristaux de grande taille), des microlites (cristaux de petite taille) et une pâte vitreuse non cristallisée. On parle de structure microlitique.
Chez l'andésite, la présence de verre, de microlites et de phénocristaux caractérisant la structure microlitique permet de conclure que l'andésite s'est formée en 3 étapes liées aux étapes de l'éruption volcanique :

1. Les phénocristaux se forment en profondeur dans la chambre magmatique (refroidissement lent)
2. Les microlites se forment pendant la remontée de la lave dans la cheminée (refroidissement moyen)
3. La pâte vitreuse se forme suite à la consolidation du reste de la lave à la surface par refroidissement rapide.

La granodiorite : roche magmatique formée de gros cristaux (amphibole, quartz et biotite) soudés avec absence du verre, donc entièrement cristallisée. On parle de structure grenue.
Chez la granodiorite, l'absence de verre et de microlites, la présence de minéraux cristallisés sur la totalité de la lame observée permet de déduire que cette roche a une structure grenue. Elle s'est formée en profondeur suite à un refroidissement lent. On parle de roche magmatique plutonique.

On déduit que l'andésite et la granodiorite proviennent de la cristallisation et la consolidation d'un même magma dit magma andésitique, typique de la zone de subduction, mais à différents niveaux.

d) L'origine du magma des zones de subduction

Le diagramme ci-dessus présente les résultats d'étude au laboratoire de la fusion de roches dans différentes conditions de pression et de températures montrant que, dans un contexte de subduction :

• Une péridotite anhydre ne peut pas fondre car la géothermie de la zone de subduction n'atteint pas les conditions de pression et de température du solidus nécessaire à un début de fusion partielle.
• Une péridotite hydratée peut fondre partiellement car son solidus (température de fusion partielle) a été abaissé par hydratation.

Le magma des zones de subduction provient donc de la fusion partielle de la péridotite hydratée de la plaque chevauchante.

L'étude au laboratoire de la fusion de roches montre que :

• Au cours de l'enfouissement de la lithosphère océanique (plus dense) sous la lithosphère continentale (moins dense), les roches subduites subissent une augmentation de la pression et de la température, ce qui provoque des réactions minéralogiques accompagnées par la libération d'importante quantité d'eau qui diffusent à travers les roches du manteau supérieur (la péridotite).
• Ainsi se réalisent les conditions de la fusion partielle de la péridotite conduisant à la formation d'un magma qui migre vers la surface.
• Une partie de ce magma cristallise en profondeur et donne naissance à des plutons de granitoïdes à structure grenue, et l'autre partie atteint la surface et se refroidit rapidement pour former l'andésite caractérisée par sa structure microlitique.

e) Les étapes de formation des chaînes de subduction

La cordillère des Andes est le résultat du rapprochement et l'enfouissement de la plaque océanique du Nazca, plus dense, sous la plaque lithosphérique continentale d'Amérique du Sud, moins dense, et cela se produit selon les étapes suivantes :

1. En premier lieu, suite aux contraintes tectoniques compressives, la plaque océanique devient plus dense, se brise et s'enfonce lentement sous la lithosphère continentale.
2. Dans la zone d'affrontement se crée une fosse et les sédiments marins recouvrant la plaque plongeante seront rabotés et raclés par la plaque chevauchante et forment le prisme d'accrétion.
3. Les roches de la croûte océanique plongeante subissent en profondeur des pressions et des températures de plus en plus grandes ; elles se transforment et libèrent l'eau qui crée les conditions de fusion partielle de la péridotite avec production d'un magma andésitique.
4. Sous l'effet des contraintes tectoniques compressives, il se produit un raccourcissement et un empilement du matériel, ce qui entraîne un épaississement de la croûte continentale et la surrection (soulèvement) d'un relief (chaîne de montagne).

2. Les chaînes d'obduction (Exemple : chaîne d'Oman)

a) Caractéristiques structurales et pétrographiques

• Structurales et tectoniques : Présence de plis, de failles inverses et des nappes de charriages.
• Pétrographiques : Vastes affleurements d'un complexe ophiolitique (basalte, gabbros, péridotite) avec à l'avant dans le continent des sédiments du fond océanique (ex : les radiolarites). Cette structure ne peut être expliquée que par l'obduction qui est un phénomène géodynamique au cours duquel des portions de croûte océanique (dites ophiolites) émergent sur la marge continentale sous l'effet de forces de convergence.

L'obduction est la conséquence du blocage d'une subduction et chevauchement de la plaque océanique sur le continent, ce qui donne naissance aux chaînes d'obduction.

b) Les étapes de la formation des chaînes d'obduction d'Oman

• Avant $-100 \text{ Ma}$ : Dans l'océan Téthys, se sont déposés des sédiments marins (radiolarite) sur des basaltes en coussin (pillow). Cette période est caractérisée par l'action des forces compressives (rapprochement entre la plaque africaine et la plaque Eurasienne). La plaque océanique subit une grande cassure (faille) suivi d'une subduction intra-océanique (entre deux croûtes océaniques).
• $-90 \text{ Ma}$ : Le phénomène de subduction se poursuit et progressivement le continent d'Oman se rapproche de la zone de subduction et le domaine marin disparaît. Arrivant à la zone de subduction, et du fait de sa faible densité, la lithosphère continentale ne s'enfonce pas sous la lithosphère océanique ce qui entraîne le blocage de la subduction.
• $-70 \text{ Ma}$ à l'actuel : L'effet des forces compressives se poursuit poussant la croûte océanique et une partie du manteau à glisser sur la lithosphère continentale autochtone, provoquant la déformation des couches et le soulèvement de reliefs représentant les chaînes d'obduction. Par suite du rapprochement des blocs arabique et eurasien, les sédiments marins (allochtones) sont poussés sur de grande distance pour former des nappes de charriages.

3. Les chaînes de collision (Exemple : l'Himalaya)

a) Caractéristiques structurales et pétrographiques

Pétrographiques :

• Présence des granitoïdes (pluton granitique) et l'andésite ainsi que le prisme d'accrétion qui témoignent d'une subduction ancienne : la lithosphère océanique de la plaque indo-australienne plonge sous la lithosphère continentale de la plaque Eurasienne.
• Présence d'ophiolites cernées de part et d'autre par des plaques continentales (on parle de suture ophiolitique), témoignage d'une obduction ancienne. En plus des sédiments du fond marin prouvent la suture (fermeture) d'un océan.
• Présence des roches métamorphiques caractérisant un métamorphisme régional ($HT/HP$).

Tectoniques :

• Plissements, failles inverses, chevauchements et charriages témoignent d'une forte compression lors de la collision de l'Inde avec l'Asie provoquant un raccourcissement et un épaississement de la croûte continentale avec augmentation de la profondeur du Moho ($>80 \text{ km}$) et surrection des reliefs (soulèvement lent et progressif).

b) Les étapes de la formation des chaînes de collision « HIMALAYA »

Pendant l'ère primaire l'Inde faisait un seul bloc avec l'Afrique, elles étaient séparées de l'Eurasie par un ancien océan : la mer Téthys.

Avec l'ouverture de l'océan Indien, l'Inde se détache de l'Afrique et migre vers le nord-est, aboutissant à la formation de la chaîne de l'Himalaya. Les scientifiques ont retracé les étapes de cette formation :

• Étape ① ($-100 \text{ Ma}$) : À l'époque géologique du Jurassique, l'Inde se détache du Gondwana (supercontinent formé il y a $-600 \text{ Ma}$) et dérive vers le nord-est en direction de l'Asie. Le rapprochement de la plaque indienne et la plaque Eurasienne, accompagné par des forces compressives, conduit à une subduction de la lithosphère océanique plus fine sous la plaque Eurasienne, faisant disparaître petit à petit l'océan séparant l'Inde du reste de l'Eurasie. Cette subduction favorise donc le développement d'un magmatisme andésitique de la part du Tibet (andésite, pluton de granitoïde).
• Étape ② ($-90 \text{ Ma}$) : Poursuite des forces tectoniques, et lorsque l'Inde arrive au niveau de la subduction, il y a blocage de la subduction, entraînant une obduction d'un morceau de la lithosphère océanique sur la lithosphère continentale. Ce morceau correspond au complexe ophiolitique se trouvant dans la suture des deux plaques. Le complexe ophiolitique et les sédiments du prisme d'accrétion restent comme indices de la fermeture marine.
• Étape ③ (De $-45 \text{ Ma}$ à $-20 \text{ Ma}$) : Les forces compressives se poursuivent entraînant la fermeture du Téthys et collision entre les deux marges continentales (confrontation Inde-Eurasie). La collision résulte de l'impossibilité de la lithosphère continentale trop légère de s'enfoncer profondément dans le manteau.
• Étape ④ ($-38 \text{ Ma}$) : L'Inde entre en collision avec le continent Eurasiatique. L'Inde s'enfonce sous l'Asie et la croûte terrestre de l'Asie se soulève pour former la plus grande chaîne de montagnes : l'Himalaya.

III. Les déformations tectoniques accompagnant la formation des chaînes de montagnes

1. Les facteurs influençant la déformation des roches

Les principaux facteurs influençant la déformation des roches :

• La composition de la roche : Certaines roches sont cassantes de nature (comme les calcaires, les grès, les granites), d'autres plutôt plastiques (comme les roches argileuses).
• Le temps : En ce qui concerne la déformation des roches, le facteur temps, qui se mesure en millions d'années, se doit d'être considéré. Il est difficile d'imaginer qu'on puisse plier des couches de roches dures, à moins qu'on y mette le temps géologique.
• La température et la pression : Les variations de température peuvent affecter la composition minéralogique (départ de certains constituants) et le réseau cristallin des grains de la roche.
• L'action des fluides : Action physique agissant sur les variations de la pression, et action chimique liée aux transferts de matière.

Relations entre les types de déformation, la nature des contraintes tectoniques et les facteurs de déformation :

Lorsque la croûte terrestre est soumise à des contraintes, elle se déforme et cette déformation peut être permanente ou non. On reconnait trois principaux types de déformations :

• La déformation élastique : C'est la première réponse d'un matériau à la contrainte. C'est une relation contrainte-déformation linéaire, pendant laquelle si la contrainte est relâchée, le matériau reprend sa forme et son volume initial.
• La déformation plastique : À un point donné durant la déformation élastique, la relation contrainte-déformation devient non linéaire : le matériau a atteint sa limite d'élasticité. Si la contrainte dépasse cette limite, le matériau est déformé de façon permanente ; il en résulte une déformation plastique.
• La déformation cassante : Avec une augmentation de la contrainte, le matériau atteint un second seuil, son point de rupture, et il casse ; c'est la déformation cassante.

2. Les déformations tectoniques

a) Les déformations souples continues ou ductiles = les plis

Les plis sont des déformations souples et continues des couches géologiques initialement planes. Elles se présentent sous forme d'ondulations qui peuvent être soit :

• En saillie (pli anticlinal) : c'est un pli convexe dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes.
• En creux (pli synclinal) : c'est un pli dont la concavité est tournée vers le haut. Dans des conditions normales, les couches les plus jeunes étant les couches supérieures.

Les éléments d'un pli sont :

• La charnière : c'est la zone de courbure maximale d'un pli.
• Flanc du pli : c'est la surface qui relie deux charnières successives.
• Plan axial (ou surface axiale) : surface imaginaire qui relie les charnières des couches du pli.
• Axe du pli : est la ligne décrivant le lieu de courbure maximum de la surface plissée.

Classification des plis (selon l'inclinaison du plan axial) :

• Pli droit (①) : son plan axial est vertical.
• Pli déjeté (②) : son plan axial est oblique supérieur à $45^\circ$.
• Pli déversé (③) : son plan axial est oblique inférieur ou voisin de $45^\circ$.
• Pli couché (④) : son plan axial est presque horizontal.

Tous ces plis sont dits isopaques, si les couches gardent une épaisseur constante, par contre si les flancs sont étirés ou laminés, les plis sont dits anisopaques.

b) Les déformations cassantes discontinues = les failles

Définition de la faille : Les failles sont des déformations cassantes discontinues des couches de terrain, qui s'accompagnent d'un déplacement relatif des deux compartiments ainsi créés.

Les éléments d'une faille :

• Le mur et le toit : Le toit d'une faille est le compartiment situé au-dessus du plan de faille (compartiment affaissé). Le mur d'une faille est le compartiment situé en-dessous du plan de faille (compartiment soulevé).
• Le plan de la faille : C'est la surface le long de laquelle les deux compartiments ont glissé, soit à l'oblique, soit à la verticale. On peut décrire le plan de faille en mesurant son inclinaison ou son angle de pendage ($\alpha$) par rapport à la verticale.
• Le miroir de la faille : C'est la surface polie résultant du glissement des deux compartiments.
• Le rejet de la faille : C'est la valeur du déplacement qui s'est produit entre les deux compartiments séparés. $R =$ rejet vertical (mesure la différence d'altitude entre les deux compartiments). $r =$ rejet horizontal (mesure l'éloignement des compartiments l'un contre l'autre).

Classification des failles (selon la nature des forces et du rejet) :

• Faille normale : faille le long de laquelle le toit de la faille se déplace vers le bas par rapport au mur. Se forment lors d'une distension (extension).
• Faille inverse : faille le long de laquelle le toit de la faille se déplace vers le haut par rapport au mur. Se forment lors d'une compression.
• Faille verticale : faille dont le plan est vertical.
• Faille transformante ou de décrochement : déplacement relatif horizontal. Décrochement dextre (sens des aiguilles d'une montre) et sénestre (sens contraire).
• Failles composées : Combinaison de plusieurs failles. Si inverses $\rightarrow$ Horst (soulèvement). Si normales $\rightarrow$ Graben (fossé d'effondrement).

c) Les déformations intermédiaires

Les contraintes compressives ont compliqué les déformations tectoniques, se transformant en déformations intermédiaires :

• Pli-faille : pli déversé ou couché dont le flanc inverse a été laminé par une faille inverse.
• Chevauchement : mouvement tectonique où une série de terrains en recouvre une autre par le biais d'un contact anormal de type faille inverse, généralement de faible inclinaison et d'une portée limitée (quelques km).
• Nappe de charriage : ensemble de couches géologiques de grande dimension qui, lors d'une orogenèse, se sont décollées du socle et se sont déplacées sur de grandes distances (plusieurs dizaines à plus d'une centaine de km). On distingue l'unité autochtone (restée sur place) et l'unité allochtone (charriée).

Ces structures commencent souvent comme des failles mais sous l'effet de la persistance des contraintes compressives, elles deviennent des chevauchements, puis elles s'éloignent de leur lieu initial et deviennent des nappes de charriages.