Les phénomènes géologiques accompagnant la formation des chaînes de montagnes et leur relation avec la tectonique des plaques

La lithosphère est formée de plaques rigides en mouvement. Certaines zones de convergence de ces plaques sont marquées par la surrection de chaînes de montagnes. En se basant sur le contexte géodynamique de leurs formations on classe, ces chaînes de montagnes en 3 types :

- Chaînes de subduction
- Chaînes d’obduction
- Chaînes de collision

• Quelles sont les caractéristiques structurales et pétrographiques de ces chaînes de montagnes ?

• Quelles sont les conditions de formation de ces chaînes de montagne ?

I-Les plaques lithosphériques

Une plaque lithosphérique est une portion de lithosphère rigide délimitée par des frontières ayant une activité sismique et volcanique importante. Elle peut être totalement océanique ou comporter à la fois une partie continentale et une partie océanique.


Les plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres sur l’asthénosphère : certaines s’écartent, d’autre se rapprochent ou coulissent.

- Dans l’axe des dorsales au niveau du plancher océanique ; les plaques s’écartent et l’océan s’élargit.

- Au niveau des fosses océaniques, les plaques se rapprochent : il y a subduction de la lithosphère océanique, qui disparait et s’enfonce dans l’asthénosphère sous une lithosphère continentale. Cette zone est caractérisée par un volcanisme andésitique et par la répartition des foyers de séismes selon un plan incliné.

- Le rapprochement de deux plaques aboutit à la collision des continents et à la formation des chaînes de montagnes. Au cours de la collision, les roches sont soumises à de fortes pressions à l’origine de déformations (plis, failles).


II. Les différents types de déformations tectoniques dans les chaînes de montagne

1. Les déformations souples continues ou ductiles : les plis

Un pli est une déformation souple continue des couches géologiques initialement horizontales sous forme d'ondulations à plus ou moins grand rayon de courbure, à la suite d'une contrainte tectonique. L'ondulation peut être :

• En saillie : pli anticlinal. Un pli convexe dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes.

• En creux : pli synclinal, un pli dont la concavité est tournée vers le haut. Dans des conditions normales, les couches les plus jeunes étant les couches supérieures, on trouve, après érosion, les strates géologiques les plus récentes dans le cœur du synclinal.

Les éléments d’un pli sont :

• La charnière : zone de courbure maximale et les flancs relient deux charnières.

• Flanc du pli : c’est la surface qui raccorde deux charnières successives.

• Plan axial (ou surface axiale) : surface imaginaire qui relie les charnières des couches du pli.

• Axe du pli : ligne de bissectrice entre le plan axial et la surface topographique.


        Classification des plis

En fonction de l’inclinaison du plan axial, on peut distinguer des plis droits, déjetés, en genou, déversés, renversés et couchés. Tous ces plis, dont les couches gardent une épaisseur constante, sont dits ‘isopaques ‘ par opposition aux plis ‘anisopaques’, dont les flancs sont étirés ou laminés.

2. Les déformations discontinues cassantes : les failles

Une faille est une déformation discontinue qui est une cassure au niveau des couches de terrain qui s’accompagne d’un déplacement relatif des deux compartiments ainsi crées.


Les éléments de la faille sont :


• Les 2 compartiments :
- le mur, compartiment soulevé (en dessous de la faille).
- le  toit, compartiment affaissé (au-dessus de la faille).

• Le plan de faille :
Surface le long de laquelle les deux compartiments ont glissé, soit à l’oblique, soit à la verticale, accompagné par une surface polie dite ‘miroir’. On peut décrire le plan de faille en mesurant son inclinaison ou son angle de pendage (α) par rapport à la verticale.

• Le rejet de la faille :
- R : rejet vertical, c’est la différence d’altitude entre les deux blocs.

- r : rejet horizontal, mesure du glissement des blocs l’un conte l’autre.

Les types de failles :

- Faille normale : une faille normale se forme lorsque deux blocs de roche s’éloignent l’un de l’autre en raison d’une distension (il y a extension).

- Faille inverse : une faille inverse se forme lorsque deux blocs de roche sont poussés l’un vers l’autre en raison d’une compression.


- Décrochement : faille le long de laquelle le déplacement relatif s’effectue horizontalement le long du plan de faille séparant des blocs de roche adjacents. On distingue un décrochement dextre (sens des aiguilles d’une montre) et un décrochement senestre (sens inverse des aiguilles d’une montre).

Remarque :
L’association de nombreuses failles normales peut donner des formes tectoniques tels que : un graben (vallée d’effondrement) ou un horst.

3. Les déformations intermédiaires : chevauchement et nappe de charriages

Les Alpes représente une chaîne de collision présentant des structures intermédiaires telles que : des pli-failles, des chevauchements et des nappes de charriage. Ces structures montrent des contacts anormaux entre les séries de roches sur des distances variables et sont des indices de compression de la croûte dans ces zones.

Dans les conditions de compression, certaines des déformations souples (plis) évoluent en déformations intermédiaires :

Du pli au chevauchement

•Pli –faille : pli déversé ou couché dont le flanc inverse a été laminé par une faille inverse.


• Chevauchement : déplacement horizontal de l’ordre de quelques kilomètres d’une unité géologique au dessus de l’autre par des forces compressives inégales.

• Nappe de charriage : ensemble de terrains rocheux déplacé sur des dizaines de Km et chevauchant d’autres formations rocheuses. Lorsqu’une partie de cette nappe reste sous forme d’un îlot par érosion, on parle de Klippe.


Dans ce cas on distingue l’unité chevauchée restée sur place dite autochtone et l’unité charriée, dite allochtone.

Exemple de la cordillère des Andes

Les zones de subduction sont des zones d’enfoncement d’une plaque océanique plus dense, fine, froide et rigide sous une plaque continentale moins dense et plus épaisse. Cet enfoncement se produit sous l’effet de forces de compression et donne naissance à des chaînes de subduction présentant des caractéristiques structurales, géophysiques, pétrographiques et tectoniques.

La cordillère des Andes est une chaîne côtière qui s’étend du nord au sud tout au long de la côte occidentale de l’Amérique du sud. Elle est étroite,  avec une fosse océanique, dont la profondeur dépasse 8000 m : la fosse du Pérou-Chili. C’est une marge active, qui connaît une activité sismique et volcanique importante.

1-Caractéristiques  géophysiques et géothermiques des zones de subduction

Les marges actives sont marquées par une activité sismique importante dont les foyers sismiques sont répartis en profondeur selon un plan oblique allant de la fosse océanique et s’enfonçant sous le continent, on parle du Plan de Benioff.

Les isothermes, courbes reliant les points de même température, généralement sont parallèles à la surface terrestre. Au niveau des marges actives, on constate qu’elles (isothermes) plongent et migrent en profondeur d’une façon incliné que celle du plan de Benioff. On parle d’anomalies thermiques qui peuvent être soit positive ou négative.

   - Anomalie thermique négative : faible flux de chaleur au niveau de la fosse (inférieur à la normale)

   - Anomalie thermique positive : fort flux de chaleur verticalement sous les volcans.

Ces deux caractéristiques s’expliquent par le glissement de la plaque lithosphérique océanique froide, plaque de Nazca d’une façon oblique sous la plaque sud-Américaine. C’est le phénomène de subduction.

Le volcanisme est explosif (magma visqueux et riche en gaz) de type andésitique.

2- Les caractéristiques tectoniques et pétrographiques

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

- Déformations simples : en générale des plis de grande amplitude, associés à des failles inverses, ces structures sont en éventail.

- Prisme d’accrétion : une structure géologique caractérisée par l’accumulation des terrains sédimentaires océaniques superficiels (les radiolarites) sous forme d’écailles et qui sont rabotés par la plaque chevauchante du faite qu’ils ne passent pas dans la subduction.

- Roches magmatiques typiques, les andésites : roches volcaniques associées à un volcanisme fortement explosif. Associées par ailleurs, à des roches plutoniques, les granodiorites.

Les caractéristiques pétrographiques des roches magmatiques associées aux chaînes de subduction

- 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. Elle s'est formée en profondeur suite à un refroidissement lent, on parle de roche magmatique plutonique.


- l’Andésite : roche magmatique qui présente des phénocristaux (cristaux de grande taille), des microlites (cristaux de petite taille, en baguettes) et une pâte vitreuse non cristallisée, on parle de structure microlitique. L'andésite s’est donc formée en 3 étapes en relation avec le volcanisme andésitique : les phénocristaux se forment en profondeur dans la chambre magmatique (refroidissement lent), les microlites se forment pendant la remontée de la lave dans la cheminée (refroidissement moyen) et la pâte, vitreuse par refroidissement rapide à la surface.


On déduit que la granodiorite et l’andésite proviennent de la cristallisation et la consolidation d’un même magma dit : magma andésitique typique des zones de subduction mais à différent niveaux:

- Granodiorite en profondeur : roche plutonique.

- Andésite en surface : roche volcanique.


3- L’origine du magma des zones de subduction :

Sachant que l’origine du magma andésitique caractérisant les zones de subduction provient de la fusion partielle de la roche du manteau supérieur : la péridotite. Pour déterminer les conditions de fusion partielle de la péridotite on propose le diagramme ci-dessous représentant les résultats expérimentaux montrant l’état de la péridotite en fonction de la température, de la pression et de la géothermie de la zone de subduction.


- Gradient géothermique ou géotherme : désigne l’évolution de l’augmentation de la température en fonction de la profondeur. Il varie selon les régions, en moyen 3.3°C/ 100 m

- Solidus : courbe séparant le domaine où n'existe que du solide de celui où coexistent solide et liquide (à température croissante, croiser le solidus revient à initier une fusion partielle).


- Liquidus : courbe séparant le domaine où coexistent solide et liquide de celui ou n’existe que le liquide (fusion totale).

La courbe du solidus des péridotites hydratées se coupe avec la courbe géotherme des zone de subduction à une profondeur de 80 Km de profondeur, d’où la fusion partielle des péridotites. Cette fusion ne peut avoir lieu qu’à des grandes profondeurs pour la péridotite non hydratée.

Lorsque  la lithosphère océanique entre en subduction les variations de pression et de température en profondeur entraînent la déshydratation des roches de la croûte océanique. L’eau libérée se propage dans les péridotites du manteau de la plaque chevauchante et contribue à abaisser leur point de fusion. La fusion partielle des péridotites est à l'origine du magma dans les zones de subduction.

Le magma résultant de cette fusion remonte par des fissures et peut se cristalliser en profondeur et donner la granodiorite ou va s’écouler à la surface pour former l’andésite (roches volcanique).

Les étapes de formation des chaînes de subduction

La cordillère des Andes est le résultat du rapprochement et de l’enfoncement (subduction) de la plaque de Nazca, plaque océanique plus dense sous la plaque lithosphérique continentale d’Amérique du sud moins dense et qui se produit par étapes :


- En premier lieu suite aux contraintes tectoniques compressives la plaque océanique devient plus dense, se brise et s’enfonce lentement sous la lithosphère continentale.

- Dans la zone d’affrontement se crée une fosse et les sédiments marin recouvrant la plaque plongeante seront rabotés et raclés par la plaque chevauchante avec formation d’un prisme d’accrétion.

- 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 de l’eau qui crée les conditions de fusion partielle de la péridotite avec production d’un magma andésitique.


- La surrection d’un relief (chaîne de montagne) par un épaississement de la croûte continentale lié à un raccourcissement et un empilement, résultat des contraintes tectoniques compressives.

IV. Les chaînes d’obduction :

Le rapprochement des plaques lithosphériques se traduit aussi par la surrection de chaînes de montagnes d’obduction caractérisées par le chevauchement de la croûte océanique sur le continent.

1-Les caractéristiques structurales et pétrographiques des chaînes d’obduction

2-Les étapes de formation des chaînes de montagnes d’Oman

Succession des événements aboutissant à la formation de la chaîne d’obduction d’Oman

- Avant 100 Ma, période caractérisée par l’action des forces compressives (rapprochement de la plaque africaine et de la plaque eurasienne) ; la plaque océanique subit une grande cassure (faille inverse) suivi d’une subduction intra-océanique.


- Vers 90 Ma, le phénomène de subduction se poursuit et progressivement le continent d’Oman se rapproche de la zone de subduction et le domaine marin (Hwasna) disparaît. Arrivant à la zone de subduction, et à cause de sa faible densité la lithosphère continentale ne s’enfonce pas sous la lithosphère océanique ce qui entraîne le blocage de la subduction.


- depuis 70 Ma, l’effet des forces compressives se poursuit poussant la croûte océanique et une partie du manteau à glisser au-dessus de la lithosphère continentale : c’est l’obduction poussant devant elle les sédiments marins sur de grande distance pour former des nappes de charriages.

V- Les chaînes de collision


La collision continentale est un phénomène géodynamique se produisant suite à l’affrontement de deux plaques continentales avec raccourcissement et empilement des roches de la croûte et fermeture totale d’un ancien océan. Exemple,
la chaîne de l’Himalaya.

La chaîne de l’Himalaya a une forme générale arquée, elle représente la limite entre la plaque indo-australienne au sud et la plaque eurasienne au nord.

L’Himalaya renferme les plus grands sommets du monde : le mont Everest qui culmine à 8850 m.

Les caractéristiques structurales


Les chaînes de collision (telles que l’Himalaya et les Alpes) sont caractérisées par :

- La convergence entre deux lithosphères continentales.

- La surrection de hautes chaînes de montagnes et une racine crustale profonde.

- Les déformations des couches de la croûte : des plis, des failles inverses, des chevauchements et des nappes de charriage qui résultent des forces de convergence compressives.

Les caractéristiques pétrographiques


- Présence des ophiolites et des roches sédimentaires d’origine marine (prisme d’accrétion), coincées dans la zone de suture entre les deux plaques convergentes, et expliquée par la disparition d’un ancien océan (fermeture océanique).

- Présence de roches sédimentaires métamorphisées d’origine continentales différentes, chacune appartenant à l’une des plaques en collision.

- Présence de roches magmatiques telles que l’andésite et la granodiorite, résidus de l’activité de subduction qui précède la collision.

Les étapes de formation des chaînes de collision et leur relation avec la tectonique des plaques

Reconstituer la formation d’une chaîne de collision telle que la chaîne de l’Himalaya peut être résumée comme suit :
Vers - 100 Ma, les plaques indienne et eurasienne étaient séparées par un ancien océan, la Téthys. Des forces compressives ont entraîné une subduction intra-océanique. Ce qui a favorisé le développement d’un magmatisme andésitique dans la région sud du Tibet (andésites, plutons de granitoïde)



Vers -90 Ma, la poursuite de la compression a entraîné la fermeture de la Téthys et l’accumulation des sédiments marins avec charriage d’une partie de la croûte océanique sur la marge continentale de la plaque subductée. L’ensemble (croûte océanique et sédiments marins) forme un complexe ophiolitique localisé dans la suture des deux plaques.

Entre -45 et -20 Ma, la collision entre les deux marges continentales entraîne la formation de la chaîne de collision (Himalaya). Le complexe ophiolitique et les sédiments du prisme d’accrétion restent comme des indices d’un ancien océan.