Orogènes – Orogenèses

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.

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.

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) ?

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.

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 ?).

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.

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) ?

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.

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)).

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.