Article | 17/11/2021

Orogènes – Orogenèses

17/11/2021

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Résumé

Cycles orogéniques, contextes géodynamiques, formation et évolution des reliefs.


Déroulé d'une formation en ligne

Le parcours proposé ci-dessous est basé sur le contenu final de la formation en ligne délivrée du 16 septembre au 22 octobre 2021. Après relecture, corrections, précisions et compléments d'information aboutissent, avec la reformulation de certains passages, à un parcours plus complet dont les commentaires proviennent essentiellement d'échanges avec les participants.

Étape 1 – Définir “orogène”, “orogenèse”

Ressources à (re)découvrir / parcourir et questions

Après avoir écouté le mini-cours et en complétant éventuellement avec les différents dictionnaires ou références géologiques, répondez aux questions ci-dessous.

  1. Donnez des définitions “simples” des termes “orogène” et/ou “orogenèse”. Nommez les principaux contextes orogéniques, en donnant un exemple pour chacun.
  2. Comment appelle-t-on aussi un “cycle orogénique complet” ?
  3. Lister différents marqueurs observables pour cartographier les orogènes récents ou anciens.

Éléments de réponse

  1. Une orogenèse étant l'ensemble des processus « convergents, compressifs, décrochants ou extensifs »[1] aboutissant à la mise en place d'un orogène, il reste donc à définir ce dernier terme. Un orogène est l'ensemble des structures et reliefs continentaux ou sous-marins issus des différentes étapes possibles d'une convergence de plaques, depuis des soulèvements régionaux, aux mises en place de nappes de charriage, aux chaines de montagnes de subduction et de collision, mais aussi de tout ce qui découlent de l'érosion, de l'affaissement et de la pénéplanation des reliefs. Un bassin flexural ou les roches et structure métamorphiques aujourd'hui à l'affleurement sont aussi des marqueurs d'orogènes. Si un orogène n'est pas nécessairement un relief important, tout relief, par exemple un édifice volcanique, n'est pas orogène[2].

    Les grands types de contextes orogéniques sont les chaines de subduction (cordillères des Andes), les blocs accrétés (cordillères Nord-américaines), les chaines de collision (Himalaya, Alpes), et les rifts inversés (Pyrénées, Atlas). Chaque contexte produit structures et marqueurs typiques utilisables pour cartographier les orogènes.

  2. Un cycle orogénique est aussi parfois appelé “cycle de Wilson”, nom donné par Dewey et Burke[3] en hommage à leur collègue (John) Tuzo Wilson qui, entre autres, pressentit à la fin des années 1960 que les océans s'ouvraient et se refermaient, ouvrant ainsi la voie à de nouvelles perspectives de recherche et d'explication de la formation des chaines de montagnes au cours des temps géologiques.
  3. Les principaux marqueurs d'orogènes sont des structures (plis, failles, nappes…), des roches d'origine océanique ou marquant un début d'océanisation en domaine continental (sédiments océaniques, ophiolites métamorphisées ou non, roches volcaniques d'arrière-arc…), des roches métamorphiques mises à l'affleurement par des processus tectoniques et/ou par l'érosion des reliefs, des roches magmatiques mises à l'affleurement dont l'analyse pétrographique et chimique indique des contextes particuliers de mise en place (arrière-arc, collision, extension post-collision), des roches sédimentaires détritiques déposées dans des bassins molassiques.

Commentaires

À la fin d'une orogenèse (donc une fois la convergence arrêtée), à l'échelle mondiale, on s'attend latéralement à différentes structures puisque la fin de la convergence aura alors “rapproché” des plaques plus ou moins éloignées dans un premier stade. À cela s'ajoute l'évolution temporelle de l'orogène, évolution qui peut effacer certaines traces (comblement d'un bassin péri-orogénique, érosion des hauts reliefs) et mettre à l'affleurement des roches et structures formées en profondeur. Pour une cartographie régionale ou mondiale des orogènes, il faut reconnaitre les marqueurs, regrouper ceux correspondants à une même orogenèse (corrélation), et, par datation relative et/ou absolue distinguer les différentes orogenèses (âges relatifs là où il y a recoupement, mais aussi là où des corrélations “à distance” sont nécessaires – séparation de structures par des océanisations ultérieures).

La thématique de la mise en carte des orogènes a été rapidement évoquée dans la dernière étape de la formation 2020 Les cartes géologiques.

Il est important de noter que seuls des orogènes récents peuvent montrer de grands reliefs et de nombreuses traces volcaniques (mais aussi des bassins flexuraux actifs). Avec le temps ce sont les marqueurs profonds (métamorphisme, plutonisme) qui deviennent les marqueurs des orogènes puisque reliefs, volcans et sédiments superficiels auront très majoritairement disparu.

Wilson s'intéressait à la formation et à la dislocation des supercontinents. Un cycle de Wilson est donc plutôt l'ensemble des processus allant de la dislocation d'un supercontinent jusqu'à la formation d'un autre supercontinent. Or, les continents s'agrègent les uns aux autres en de multiples étapes avant de ne plus former qu'un seul bloc, et chaque “rapprochement” / “collision” est un épisode de convergence de plaques avec ses marqueurs, c'est-à-dire une orogenèse. Il est donc préférable de parler de cycle orogénique lorsqu'on s'intéresse aux orogènes (formation des “chaines de montagnes”) et de garder la notion de cycle de Wilson lorsqu'on évoque la succession de supercontinents au cours des temps géologiques.

Étape 2 – Les collisions

Ressources à (re)découvrir / parcourir et questions

Après avoir lu Le plateau du Tibet : caractéristiques, origine et évolution et éventuellement parcouru les 2 autres articles proposés, répondez aux questions ci-dessous.

  1. À partir de la figure 4 de l'article sur le Tibet, en s'appuyant aussi sur la figure 3 de l'article concernant les Vosges, sur la figure 89 de l'article concernant la chaine varisque et sur vos connaissances, commentez et complétez l'affirmation simple suivante : « la (chaine de) collision est l'étape ultime de la subduction ».
  2. L'« épaississement crustal » est généralement le point de départ pour des calculs d'isostasie et pour expliquer la notion de relief / racine crustale. Toujours à partir de l'article sur le Tibet, et éventuellement d'autres exemples de votre choix, expliquez comment la croute peut s'épaissir et ce que cela implique d'un point de vue rhéologique pour la lithosphère.
  3. Restons dans l'Himalaya avec, entre autres, la figure 4 de l'article sur le Tibet. On remarque qu'il semble y avoir eu rupture lithosphérique (slab breakoff) (pour faire rapide, la lithosphère océanique plus dense que le manteau sous-jacent s'est détachée de la lithosphère continentale à croute “flottante” qu'elle avait du mal à entrainer). Expliquez alors, en prenant du recul, pourquoi l'Inde continue à plonger sous le Tibet alors que la “traction” n'est pas si forte.
  4. [subsidiaire] À quelle orogenèse rattache-t-on l'Himalaya ? Comment bien le visualiser ?
  5. [subsidiaire] Géologie-fiction. Supposons que la collision Inde-Asie cesse et que se forme une grande plaque indo-euro-asiatique, comment pourrait évoluer la tectonique des plaques dans la région (la carte géologique du monde et la connaissance des grands “mouvements” actuels seront des aides précieuses) ?

Éléments de réponse

  1. On peut remarquer que pour toutes les figures citées, la collision implique plusieurs blocs et plusieurs subductions (fermetures multiples d'un océan et/ou de domaines océaniques / bassins constituant un vaste domaine océanique initial ayant été formé d'océans, micro-blocs continentaux, bassins d'extension).

    Donc une collision “observée“ est bien le résultat d'un processus de convergence mais peut résulter de subductions multiples et même de subductions de vergences opposées. Si la subduction active majeure actuelle est celle de l'Inde sous l'Asie vers le NE, d'autres subductions semblent avoir eu lieu avec une vergence SO.

    De plus, la fin d'une subduction n'est pas forcément une collision. Il n'y a collision que si la plaque en subduction porte une croute continentale et amène alors une lithosphère continentale à entrer en collision avec une autre lithosphère continentale. Cela ne concerne donc pas les subductions océan/océan ni les plaques dépourvues de continents (Nazca, Cocos, Pacifique).

  2. On explique l'épaississement crustal par des chevauchements d'écailles crustales. Ceci signifie que des morceaux de croute initialement au même niveau se trouvent empilés les uns sur les autres. Ce terme de chevauchement n'évoque pas à priori de mécanisme de mise en place, même si l'on pense généralement à un déplacement de l'unité chevauchante sur l'unité chevauchée. Par contre on parle de sous-charriage (ou sous-placage) lorsqu'on explique la position relative des deux unités par le mouvement “actif” de l'unité inférieure sous l'autre (alors que le terme de charriage évoque plutôt le contraire, comme dans l'expression « nappe de charriage »). Pour le Tibet, les coupes proposées indiquent des chevauchements dans les blocs “asiatiques”. À l'avant du Tibet, au Sud de la suture du Tsangpo, la coupe indique un sous-charriage de croute indienne sous de la croute elle aussi ”indienne”. L'article évoque aussi la possibilité que de la croute “indienne” sous-charriée sous de la croute “asiatique” explique en partie l'épaississement sous le plateau du Tibet. Une autre “piste” est une confrontation lithosphère contre lithosphère avec une compression horizontale engendrant un épaississement vertical dans les croutes et lithosphères respectives. Dans les deux cas, l'épaississement crustal de la croute ductile s'obtient aussi par plissement, pas seulement par écaillage.

    Chevauchements impliquant de la croute inférieure et sous-charriage sous de la croute supposent une désolidarisation croute - manteau lithosphérique. Une lithosphère continentale emportée en subduction par de la lithosphère océanique (au début au moins) voit naitre en son sein des forces contradictoires. Le manteau lithosphérique, plus dense que l'asthénosphère, a tendance à plonger et est “tiré” par la lithosphère plus en profondeur, alors que la croute continentale voit la traction de la plaque en subduction contrariée par le fait que cette croute continentale, même métamorphisée, reste moins dense que l'asthénosphère, contrairement à de la croute océanique, d'où des forces de flottaison (poussée d'Archimède) qui s'opposent à son enfoncement. La désolidarisation croute-manteau “permet” à la croute de ne pas “couler” trop profondément (des fragments de croutes continentales à coésite voire à diamants montrent que de petits fragments peuvent atteindre 100 km de profondeur) tandis que le manteau lithosphérique continue sa plongée et entraine la lithosphère qui est derrière, ce qui amène de la croute continentale sous la croute “bloquée” et donne un empilement à l'échelle crustale. Un nouveau blocage et un nouveau sous-charriage sont alors envisageables si la convergence continue.

    De même, dans les “blocs” comprimés, pour lesquels on parle de chevauchement, les contraintes horizontales ne créent pas les mêmes structures de déformation selon que l'on est dans la croute supérieure fragile, dans la croute inférieure ductile ou dans le sommet fragile du manteau lithosphérique. Là encore la limite croute inférieure ductile - manteau fragile facilite la désolidarisation croute-manteau au sein de la lithosphère. C'est pourquoi il est envisagé que de la croute “indienne” puisse être poussée sous la croute “asiatique” en profitant de cette double limite rhéologique (ductile-fragile) et lithologique (croute-manteau).

  3. Il ne semble pas y avoir de plongée en profondeur des lithosphères sous l'Himalaya. Il n'y aurait donc pas de réelle forces de traction… Mais en prenant du recul, c'est-à-dire en revenant à l'échelle de la plaque indo-australienne, on remarque que cette limite de plaque n'est en collision que localement car elle est en continuité au Sud-Est avec la subduction qui part de l'Est de la baie du Bengale, passe au Sud de l'Indonésie et file vers l'Est. Si l'Inde n'est plus emportée vers le bas par de la lithosphère qui la tire, elle est au moins entrainée vers le bas du fait qu'elle est située sur une plaque qui est, latéralement, en subduction “classique”.
  4. On peut parler d'orogenèse alpine au sens large (fermeture de la Téthys au sens large), ce qui englobe alors les reliefs allant de l'Atlas aux déformations d'Asie du Sud-Est, en passant par les Pyrénées, les Alpes franco-italo-suisses, les Carpates et les monts Zagros. On peut suivre cette continuité latérale sur la carte géologique du monde (étape 4 de la formation Les cartes géologiques, mais aussi sur la carte physiographique du monde (cf. les compléments de la formation Les cartes géologiques et le site de la CCGM) qui nous montre les reliefs ainsi que les volcans actifs.
  5. En se plaçant à l'échelle des plaques, si l'on bloque la collision Inde-Asie, cela n'a pas de répercussion à l'Ouest puisque la plaque est séparée d'une portion de plaque eurasienne et surtout de la plaque Arabie par une transformante. Par contre, comme évoqué ci-dessus, la plaque continuera sa subduction sous l'Indonésie… Une issue possible est la formation d'une vaste plaque euro-indo-asiatique due à la scission de la plaque indo-australienne en une plaque indienne + une plaque australienne. La limite pourrait se développer dans la zone actuellement marquée comme « zone de déformation océanique de la croute océanique » dans l'Océan indien sur la carte géologique du monde. Quel en serait le tracé ? Il passerait sans doute par des zones de faiblesses initiant la nouvelle limite de plaque. Quel serait le type de limite ? Selon son tracé et la redistribution régionale des contraintes on pourrait avoir une limite assez méridienne et transformante, une subduction (Australie sous Inde ?), ou une dorsale.

Commentaires

Pour des informations, documents et coupes complémentaires sur l'Himalaya mais aussi pour traiter le cas des Alpes, il est possible de visionner les 3 conférences suivantes ou du moins d'en parcourir les diaporamas : Qu'est-ce qu'une chaîne de montagnes ? (2001), Les marqueurs géologiques de la convergence (2002), et Les Alpes (2005).

Remarque. Si la convergence s'arrête en Himalaya et que la dorsale “face” à ce relief continue son ouverture, il y aura tout simplement migration de la dorsale vers le Sud (avec “cassure” de la dorsale indienne actuelle à la limite entre les futures plaques indo-euro-asiatique et australienne. Cela impliquerait aussi que la subduction himalayenne serait “compensée” ailleurs (dans les subductions actuelles ou par une nouvelle zone de subduction).

Si l'éclogitisation aboutit à une roche plus dense, ce n'est un moteur de subduction que si la roche obtenue est plus dense que l'asthénosphère et favorise donc le mouvement descendant. C'est le cas de l'éclogitisation de la croute océanique, mais pas de la croute continentale. De plus, même éclogitisée, une croute continentale ne plongera pas “sous” une croute continentale moins dense. Il n'y a pas de subduction “sous du matériel sus-jacent moins dense” mais “dans du matériel sous-jacent moins dense”.

L'arrêt de la collision aurait aussi des impacts locaux : effondrement gravitaires, anatexie… érosion du relief actuel aboutissant à un changement climatique régional (changement de régime des moussons) ou global (fin de la pompe à CO2 par l'altération de l'Himalaya)… La suite normale “post-collisionnelle”, l'érosion mettant ensuite à l'affleurement les roches profondes…

La question de la séparation Inde / Australie n'est pas que de la géopoésie, c'est aussi un objet d'étude. Des auteurs sondent et analysent régulièrement la zone de déformation de l'Océan indien et parfois proposent des sites de formation de la nouvelle limite de plaque, comme par exemple dans l 'article de Coudurier-Curveur et al. (2020) Is There a Nascent Plate Boundary in the Northern Indian Ocean? (article scientifique – en anglais – en accès libre).

Étape 3 – Les subductions

Ressources à (re)découvrir / parcourir et questions

Après avoir lu l'article sur l'Altiplano et au moins visionné les diapos 4 à 18 de la conférence sur les subductions actuelles, répondez aux questions ci-dessous.

  1. Comment expliquer l'altitude de l'Altiplano andin vers 21°S de latitude (figure 19 de l'article sur l'Altiplano) ? Dans quel contexte géodynamique se trouve-t-on ?
  2. Comparer les “reliefs” de l'Ouest de l'Amérique du Sud vers 20°S de latitude à ceux situés au-delà de 40°S. Comment peut-on expliquer cette différence dans un contexte géodynamique similaire ?
  3. Localisez la fosse des Mariannes et comparez (différences, similitudes) la subduction de type “chilien” (du Nord) à celle de type Mariannes. Expliquez en quoi il faut distinguer convergence et compression, divergence et extension, mais aussi transformante et décrochement (quelles sont les 2 “approches” à distinguer ?).

Éléments de réponse

  1. L'altitude de l'Altiplano, comme celle du plateau du Tibet, correspond à un épaississement crustal. Un modèle récent propose que ce dernier soit lié à des sous-charriages de croute sous l'Altiplano, sous-charriages venant de l'Ouest et de l'Est. On est dans un contexte géodynamique de convergence, et même de subduction (la plaque Nazca passe en subduction sous la plaque Sud-américaine) avec, ici, le développement de structure compressives (chevauchements).
  2. Au Nord (vers 20°S de latitude) on a de forts reliefs, cordillières et haut-plateau à plus de 2500 m d'altitude, alors qu'au Sud on n'observe pas de forts reliefs (il y a, comme au Nord, des édifices volcaniques, mais pas de grands reliefs). On reste dans un contexte de subduction mais les contraintes de surface dépendent du pendage de la subduction : contexte compressif en cas de faible pendage, contexte extensif en cas de fort pendage… avec tous les intermédiaires. Au Nord, le pendage induit des contraintes aboutissant à des structures compressives et à l'érection de reliefs ; plus au Sud, sans qu'il s'agisse d'une extension, il n'y a pas formation de reliefs importants.
  3. La fosse des Mariannes se situe à l'Ouest du Pacifique, à l'Est de la Mer des Philippines, à mi-chemin environ entre le Japon et la Papouasie, et forme un arc allant d'environ 24°N à 10°N de latitude pour des longitudes de l'ordre de 142 à148°E. On y trouve le point le plus profond mesuré dans les océans, appelé Challenger Deep, du nom du navire océanographique britannique HMS Challenger qui mesura pour la première fois la profondeur en ce point de coordonnées 11,32°N / 142.25°E.

    Aux Mariannes comme au Chili, il y a subduction et volcanisme. Par contre le pendage de la plaque plongeante est très fort aux Mariannes et faible au Chili, ce qui entraine un contexte extensif aux Mariannes (bassin d'arrière-arc) et un contexte compressif au Chili (du Nord) avec chevauchements et soulèvement d'un haut plateau.

    Il faut donc distinguer le contexte géodynamique (échelle des plaques tectoniques) avec convergence (subduction, collision), divergence (dorsale) et transformante (ou coulissage), du contexte tectonique régional ou local avec des contraintes qui induisent des structures compressives (faille inverse, certains plis, chevauchements…), extensives (failles normales, certains plis…), ou décrochantes (décrochements). On a vu qu'en convergence on pouvait en subduction avoir formation de structures compressives (Nord Chili) ou extensives (Mariannes), et en collision, si on regarde l'Himalaya, on a des structures compressives (chevauchements…) mais aussi de l'extension (bassin du Tarim…) et des décrochements au Sud-Est de la chaine himalayenne.

Commentaires

On n'a pas évoqué ici l'épaississement crustal par apport magmatique d'origine mantellique comme cela peut être le cas en contexte de subduction, de point chaud et même de collision (remontée mantellique suite à un slab breakoff, par exemple, ou début de fusion mantellique en cas de fort amincissement crustal en phase d'extension – rifting ou effondrement gravitaire post-collisionnel). Attention cependant, lorsque le magmatisme est d'origine crustale (migmatites) il n'y a pas d'épaississement crustal puisque de la croute fond pour redonner de la croute sous une autre “forme”.

Concernant les Andes, on pourra se référer aux travaux, par exemple, de J. Martinod (et ses collaborateurs) disponibles sous différents formats : une conférence de 2013 La subduction océanique et la formation de la cordillère des Andes (48min), une émissioin de radio (France Culture, 2019) Cordillère des Andes : opération subduction (58min), et un article récent de 2020 Widening of the Andes: An interplay between subduction dynamics and crustal wedge tectonics (pdf disponible ResarchGate avec des figures très utiles).

Pour bien revoir ce qu'est une faille transformante, il peut être utile de relire Les failles transformantes : définition, géométrie et illustration. Pour revenir sur la distinction convergence / compression… un exemple “local” illustre cette distinction contexte global / déformation locale dans Le séisme du 7 avril 2014 dans l'Ubaye (Alpes de Haute-Provence) : un séisme en extension dans une chaîne de convergence, exemple de la complexité de la dynamique actuelle des Alpes.

Pour illustrer la distinction entre contexte géodynamique et contexte tectonique local, on peut se reporter aux articles Failles normales et extension dans une zone de convergence (chaîne de collision) : exemple au Ladakh (Inde), Himalaya (convergence-collision / extension), Un horst limité par des failles normales, région de Coihaique / Balmaceda, Patagonie chilienne (collision-subduction / extension) et Plis et décrochements dans une zone de convergence (chaîne de subduction) : exemple de la chaîne du Makran, Iran du Sud-Est / Pakistan du Sud-Ouest (collision-subduction / compression et décrochement).

Attention à ne pas utiliser la phrase plus que maladroite expliquant que la subduction c'est « une lithosphère océanique dense qui plonge sous une lithosphère continentale moins dense » ! C'est en effet oublier les subductions intra-océaniques (océan ”sous” océan pas beaucoup moins dense) et les collisions avec, au moins au début, subduction de lithosphère continentale sous une autre lithosphère continentale, là encore de densité proche. Mais c'est surtout penser qu'un bateau amarré à un ponton risque de couler si l'on surcharge lorsqu'il devient plus dense que le ponton… alors que s'il coule c'est qu'il est devenu plus dense que l'eau sur laquelle il flottait… même si en coulant il peut passer sous le ponton. Une subduction est avant tout l'enfoncement d'une lithosphère plus dense que l'asthénosphère sous-jacente (même si cela ne suffit pas et s'il est possible, une fois une subduction “enclenchée”, qu'une lithosphère se fassent entrainer en profondeur – traction et forces latérales de la plaque).

Étape 4 – Rifts, ophiolites et sutures ophiolitiques

Ressources à (re)découvrir / parcourir et questions

Après avoir lu l'article sur les ophiolites  et étudié les figures 14 à 18 de l'article concernant l'Atlas, répondez aux questions suivantes.

  1. Dans quel contexte géodynamique se mettent en place les ophiolites “vraies” (non subduites) ? Ces ophiolites sont-elles des marqueurs d'orogenèse ?
  2. À quels évènements est reliée l'histoire de l'Atlas marocain, et plus particulièrement l'ouverture et la “fermeture” du rift avorté ?
  3. À partir de la carte géologique à 1/50 000 d'Oloron-Sainte-Marie et de sa notice, repérer les formations montrant non pas une submersion (sédiments marins), ni une océanisation (ophiolites) mais au moins un amincissement crustal important (rift). [Subsidiaire] Comment replacer l'histoire des Pyrénées par rapport à l'Atlas marocain vu précédemment (similitudes et différences) ?

Éléments de réponse

  1. Les ophiolites “vraies” se mettent en place lors d'une obduction, phénomène assez marginal (en volume observable) qui survient lors de réorganisations majeures de la cinématique des plaques et de la géodynamique (par exemple, une accélération de la vitesse de convergence). L'obduction aboutit bien à des reliefs et structures issus d'une convergence de plaques, les ophiolites sont donc bien des marqueurs d'orogenèse.
  2. En reprenant les étapes décrites dans l'article de Schettino et Turco, les premiers signes d'ouverture du rift avorté de l'actuel Atlas marque le début de la dislocation de la Pangée vers 230 Ma (Trias supérieur) (figure 14). Il y a environ 200 Ma (limite Trias-Jurassique) (figure 15), débute la formation de véritable lithosphère océanique dans le proto-Atlantique, au large de l'actuelle Mauritanie. Le rifting continue dans le futur Atlas. Au Pliensbachien (185 Ma, Jurassique inférieur), le rift de l'Atlas cesse son extension (figure 16). Cela coïncide avec l'apparition d'une limite de plaque entre l'Ibérie et le Maroc (la Gibraltar fault noté GiF sur la figure 17) qui déplace, par un mouvement transformant, une partie de l'extension vers l'Est avec ouverture des océans ligure et alpin. À la fin du jurassique supérieur (au Tithonien) (figure 17), c'est la faille Nord-Pyrénéenne (notée NPF sur les figures) qui prend le relai de la faille de Gibraltar (ce qui amènera à la fin de l'ouverture puis à la fermeture de l'océan ligure puis de l'océan alpin). La “fermeture” du rift de l'Atlas entre −33 Ma et −19 Ma aboutit à la formation de la chaine de l'Atlas. La figure 18 (20,1 Ma, Miocène) montre l'Atlas quasi-formé, les océans ligure et alpin “fermés”, l'ouverture de la Méditerranée occidentale, et le jeu important de la NPF avec l'Ibérie dans sa position “actuelle” au Sud de la France (comparer les figures 17 et 18).

    Ainsi l'extension (230 Ma), l'arrêt de l'extension (185 Ma) puis la fermeture (33 à 19 Ma) du rift avorté de l'Atlas marocain sont à relier à l'histoire globale de la dislocation de la Pangée avec, entre autres, l'ouverture progressive de l'Atlantique et la mise en place de relais transformants de Gibraltar (GiF] puis des Pyrénées (NPF).

  3. La carte d'Oloron-Sainte-Marie et sa notice montrent la présence de roches particulières, roches basiques crétacées éruptives (spillites σ) ou filoniennes (teschénites θ et picrites π) mais aussi des lherzolites λ (“fraiches” ou serpentinisées) qui sont des marqueurs d'un magmatisme basique lié à un fort amincissement crustal avec mise à l'affleurement de roches mantelliques lors de la phase compressive. On trouve aussi des ophites (ω) mais elles sont classiquement datées de la fin du Trias (début d'amincissement ?) même si des études récentes montreraient par endroits, au moins, une mise en place au Crétacé (Desreumaux et al., 2002). L'appellation “ophite” pourrait recouvrir des roches mises en place à des moments différents.

    Si le rifting de l'Atlas est une ouverture océanique avortée (l'Atlantique s'est ouvert plus à l'Ouest) [le rift de l'Atlas aurait pu être la dorsale], l'amincissement crustal pyrénéen, plus tardif, est lié au long mouvement transformant le long de la NPF (voir ci-dessus) lui aussi lié à l'ouverture de l'Atlantique mais dans une phase plus tardive [le “rifting” pyrénéen est une distension dans un mouvement général transformant]. Ce mouvement de translation a pris le relai de la faille de Gibraltar qui a marqué la fin de l'extension du rift avorté de l'Atlas. Un tel décrochement (avant une phase tardive plus compressive Nord-Sud) produit par endroits, selon l'orientation locale de la faille par rapport au mouvement général, de la transpression (décrochement à légère composante compressive) et par endroits de la transtension (décrochement à légère composante extensive). Le mouvement transformant de translation étant “long”, une légère transtension sur une “longue” durée ou une courte transtension plus intense peuvent aboutir à un amincissement crustal significatif.

Commentaires

Concernant l'ouverture / fermeture du rift atlasien, il est à noter la mise à disposition comme matériel complémentaire (supplementary data) à l'article de Schettino et Turco (version en ligne) d'une animation proposant une reconstitution géodynamique centrée sur l'Atlas allant de −230 à -11 Ma, intitulée Plate Kinematics of the Atlantic, Atlas, and Mediterranean Regions: late Triassic to Miocene qui aide à visualiser ce qui est décrit dans l'article et permet de voir les relais transformants de la Failles de Gibraltar puis de la Faille Nord-Pyrénéenne et l'évolution, à l'Est, des océans ligure et alpin.

Pour des compléments sur le rift avorté et la reprise de failles normales en failles inverses lors de la phase compressive, des illustrations simples et claires sont disponibles dans un article de Beauchamp et al. (1997) Inversion of synrift normal faults in the High Atlas Mountains, Morocco (pdf téléchargeable).

Attention, la présence de laves en coussins indique la mise en place de coulées de lave dans l'eau. Ce peut être au niveau d'une dorsale mais aussi une mise en place dans un lac, un bassin continental ou océanique, mais cela se forme aussi lorsqu'une coulée aérienne arrive dans un lac ou dans la mer ; lorsqu'une coulée du Piton de la Fournaise arrive dans l'océan, il y a formation de basaltes en coussins… et on n'est pas sur une dorsale océanique. La chimie de la lave et le métamorphisme des coussins de lave apportent ensuite des informations sur le type de magmatisme et sur la mise en place (eau douce ou salée, près de la surface ou en profondeur).

Pour quelques compléments sur les termes ophite / dolérite, il est possible de consulter Qu'est-ce qu'une dolérite ? et, entre autres, la page Ophite (Dolérite du filon de Brenterc’h) de la Lithothèque de l'ENS de Lyon.

L'article Un volcanisme bien méconnu et pourtant si riche d'enseignement : le volcanisme du Crétacé supérieur du Pays Basque, ses pillow-lavas et la salinité de l'eau de mer permettra de revoir le volcanisme “basque”, des spillites et l'histoire pyrénéenne au sens large.

Étape 5 – Traces des anciens orogènes : sédiments, plutonisme et évènements tardi-orogéniques

Ressources à (re)découvrir / parcourir et questions

Cet extrait de la carte géologique de la France au millionième en version 1280 pixels ou, plus grand, en 1920 pixels de largeur.

Après avoir visionné le mini-cours et lu les deux petits articles de Pierre Thomas (avec une carte de France comme support pour bien localiser les sites – légende, guide de lecture et carte papier ou sur Google Earth, le Géoportail [Cartes + Cartes géologiques] ou InfoTerre [Couches + Cartes géologiques + Carte géologique imprimée 1/ 000 000]), répondez aux questions ci-dessous.

  1. Concernant l'extrait proposé de la carte géologique de la France au millionième aux alentours de Saint-Étienne (version 1920px), à quelles phases orogéniques peuvent être rattachés les terrains sédimentaires bk-ko-d2 / h3 / g (jaune) du centre de cet extrait ?
  2. Dans les Alpes, d'après les articles proposés, quels sont les deux contextes géodynamiques envisagés pour expliquer le magmatisme calco-alcalin ? Lequel est privilégié pour les Alpes françaises et pourquoi ?
  3. Avec les informations de la carte géologique de la France au millionième et vos connaissances de la chaine alpine, comparez les roches plutoniques du massif du Mont Blanc (45,9°N-7,0°E) et celles du massif du Grand Paradis (ou Gran Paradiso, 45,5°N-7,3°E) en les replaçant dans les orogènes varisques et alpines.
  4. [Subsidiaire] Après ce tour d'horizon des orogenèses, donnez divers contextes d'évolution pression-température possibles pouvant aboutir à la fusion de croute continentale (conditions + contexte(s) orogénique(s)).

Éléments de réponse

  1. Les sédiments “bk” et “ko” sont antérieurs à l'orogenèse varisque (les “bk” pouvant même être reliés à l'orogenèse cadomienne/panafricaine), ils font donc partie du socle anté-varisque et apparaissent d'ailleurs métamorphisés car repris par l'orogenèse varisque. Les sédiments dévoniens “d2” sont contemporains de l'orogenèse varisque mais ont été métamorphisés dans les phases tardives de cette orogenèse.

    Les sédiments “h3” du Stéphanien (ancien nom du Gzhélien) sont aussi à relier à l'orogenèse varisque mais à ses phases terminales. Ils sont déposés dans des bassins montrant l'étalement de la chaine (on a encore une faille normale au Sud, non inversée). Ceci explique l'absence de métamorphisme lié à une phase compressive.

    Les dépôts oligocènes (“g”, en jaune vif), non métamorphisés, sont, eux, bien postérieurs à l'orogenèse varisque. Ils sont contemporains de l'orogenèse alpine à laquelle on rattache certaines traces “péri-alpines” avec une extension Est-Ouest liée à une remontée Nord-Sud.

  2. Le magmatisme calco-alcalin est le magmatisme typique de zone de subduction : fusion de manteau “hydraté” par la déshydratation de la plaque plongeante. Ce magmatisme affecte la plaque chevauchante, à l'avant de la fosse de subduction.

    Un autre contexte permettant la fusion de manteau métasomatisé (modifié chimiquement, ici par les fluides issus de la plaque plongeante subissant des pressions croissantes) est celui de rupture lithosphérique (slab breakdown ou slab breakoff). C'est le blocage d'une subduction continentale qui étire la lithosphère plongeante dont la partie océanique (et la partie mantellique continentale) tend à s'enfoncer alors que la croute continentale, à l'arrière, s'y oppose, ce qui amène à une rupture. La partie ”froide”, “dense”, d'origine océanique et/ou continentale (manteau seul) plonge alors dans le manteau sous-jacent et du manteau environnant, qui a pu être hydraté à ”forte” profondeur sans avoir fondu, remplace ce slab froid, voit sa pression baisser et, étant un peu plus chaud et un peu hydraté, il peut fondre partiellement. Le magmatisme issu de cette fusion mantellique affecte potentiellement aussi bien la plaque chevauchante que la plaque initialement plongeante.

    Dans le cas des Alpes, ce magmatisme calco-alcalin concerne aussi bien les domaines initialement européen et apuléen, ce qui plaide en faveur du slab breakdown, de même que son âge oligocène, bien postérieur au début de la collision.

  3. Mont Blanc et Grand Paradis sont d'âge varisque (en fin d'orogenèse). MB est un granitoïde calco-alcalin légèrement déformé (« foliation syn- à post-mise en place ») La mise à l'affleurement de ce socle varisque est lié à l'écaillage de la plaque européenne lors de sa subduction. GP est un pluton d'âge varisque aussi, mais affecté d'un métamorphisme éclogitique d'âge alpin. Ce pluton GP, formé lors de l'orogenèse varisque, a donc, lors de l'orogenèse alpine, été enfoui profondément (subduction continentale), métamorphisé puis exhumé. Ce métamorphisme absent (ou peu marqué) ou fort affectant ces plutons varisques distinguent les massifs cristallins externes (dont MB) et internes (dont GP).
  4. Pour amener de la croute continentale à fondre partiellement, deux grandes “voies” sont possibles : apport de chaleur (l'augmentation de température permet de passer le solidus) ou décompression (la baisse de pression d'une croute chaude mais à “trop haute” pression permet de passer le solidus). De plus ces “perturbations” sont possibles sur croute “normale” ou sur croute épaissie.

    Avec une croute continentale épaissie (collision), la chaleur produite par la croute sous-charriée chauffe (une croute continentale est beaucoup plus riche en uranium que le manteau) la croute chevauchante par le bas et peut donc l'amener à fondre par un apport supplémentaire de chaleur (magmatisme de collision). En fin de collision, cette croute épaissie dont la température a pu augmenter sans aboutir à de la fusion partielle, peut s'affaisser gravitairement et, par amincissement, voir sa pression baisser ce qui va permettre sa fusion partielle dans certaines parties.

    Avec une croute continentale “normale”, tout amincissement (en fin d'orogenèse, lors d'un rifting ou dans un bassin arrière-arc) amène une baisse de pression à sa base, chaude, d'où une fusion partielle possible par décompression.

    La remontée de manteau chaud (point chaud, slab breakoff) peut apporter de la chaleur en base de croute continentale. De plus, en cas de fusion partielle du manteau, du magma d'origine mantellique peut traverser la croute, induire sa fusion et produire soit un magma propre soit une contamination du magma mantellique.

    De la croute continentale peut donc être amenée à fondre partiellement à divers moments d'un cycle orogénique.

Commentaires

En complément sur les granites français, il est possible de (re)lire Le volcanisme rhyolitique permien du Sud de la France : Estérel, Corse, Briançonnais et Béarn ainsi que Des rhyolites aux granites d'anatexie : le volcanisme hercynien acide de la région de Roanne (Loire et Rhône), un exemple de volcanisme de zone de collision

À propos des granites en général, on pourra relire l'article Vade-mecum sur l'origine des granites, et à propos aussi de ceux de la carte de France et du “cycle de Wilson”, l'article Il ne faut pas confondre granite et granite.

Quelques idées de ressources complémentaires

Planet-Terre propose un dossier regroupant des ressources sur La chaine varisque, du local au général.

Après ce tour d'horizon, ne pas oublier de regarder, étudier, comprendre, voire utiliser les cartouches de la carte géologique de la France au millionième intitulés « Cycle alpin » et « Cycle varisque ».

Pour une revue de la géologie de la France région par région et par cycle orogénique, il peut être utile de consulter le livre Géologie de la France.

On retrouvera des illustrations et explications vues dans les vidéos de la CCGM concernant la carte des orogènes (PICG 667) dans l'article de C. François et al. (2021) Temporal and spatial evolution of orogens: a guide for geological mapping paru dans Episode, revue de l'IUGS, en ligne et libre d'accès.

Formation élaborée après discussions et idées échangées principalement avec Pierre Thomas (ENS de Lyon), Cyril Langlois (ENS de Lyon), Alexandre Aubray (Aix-Marseille Université) et Gweltaz Mahéo (Université Lyon 1).



[1] J.M. Vila, 2000. Dictionnaire de la tectonique des plaques et de la géodynamique, Gordon an Breach, Coll. Géosciences, 542p.

[2] A. Foucault, J.-F. Raoult, B. Platevoet, F. Cecca, 2020. Dictionnaire de géologie, 9e éd., Dunod, 396p.

[3] J.F. Dewey, K. Burke, 1974. Hot Spots and Continental Break-up: Implications for Collisional Orogeny, Geology, 2, 2, 57–60

[4] Pour se (re)familiariser avec InfoTerre, voir Les cartes géologiques - Étape 2, ou encore la partie “information géologique” de Quelques outils cartographiques "français" disponibles en 2017 pour l'enseignement des Sciences de la Terre.