TdP: Convergence continent-continent : la collision

Le phénomène de collision continentale est la deuxième phase du processus de convergence, puisqu'il s'agit de la confrontation de deux plaques continentales qui suit la disparition des lithosphères océaniques par subduction. La collision provoque la formation de structures comme les plis, chevauchements, charriages et entraine à court terme une orogenèse.

Tous les cas de collision peuvent être envisagés (marge active-marge active, marge active-arc insulaire actif, arc insulaire actif-marge passive, marge active-marge passive) et la structure des montagnes dépend des objets entrés en collision. Nous envisagerons ici le scénario classique de collision continent-continent.




Une des chaînes de montagnes correspondant à ce phénomène est la chaîne des Alpes. Ses structures sont bien connues et permettent d'évoquer l'histoire de la déformation de la croûte.










La fin de la subduction

Soit une plaque en cours de subduction sous une plaque continentale, comportant une portion océanique et une portion continentale. Une fois la partie océanique complètement subductée, les deux continents s'affrontent. Dans un premier temps, la partie continentale de la plaque subduite est entrainée à la suite de la portion océanique. Mais, le mouvement se bloque rapidement car les deux portions continentales ont la même densité, et les deux continents entrent en collision.


(banque de schémas SVT Dijon : http://svt.ac-dijon.fr)


La suture orogénique
Elle correspond à la zone océanique disparue et caractérise les zones de collision. Cependant, il faut distinguer la suture orogénique de sutures pouvant correspondre à des bassins d'arrière-arc. Dans le cas de l'océan alpin, celui-ci était peu large (500 km) et relativement jeune, aussi la suture est simple. On la retrouve en Val d'Aoste.
La zone de suture comprend des éléments du plancher océanique (péridotite, serpentinite, gabbro, basalte) et les sédiments pélagiques du domaine océanique disparu.


Phénomènes d'obduction

De tels phénomènes peuvent avoir lieu et des portions de croûte océanique chevauchent de la croûte continentale. Dans les Alpes, on explique ainsi la provenance du célèbre massif du Chenaillet.


Déformations entrainées par la collision


La lithosphère continentale est contrainte de s'adapter au mouvement de convergence qui se poursuit.
  • en profondeur, où la température est importante, les roches se déforment de manière plastique et se plissent,
  • dans les zones superficielles, plus froides, les roches ont un comportement cassant et se fracturent en failles inverses.
D'autre part, les failles normales des blocs basculés de l'ancien rift rejouent en sens inverse.

La convergence se poursuivant, apparaissent des chevauchements et charriages, détectables par des contacts anormaux : des terrains plus anciens recouvrent des terrains plus jeunes. Chevauchements et charriages amènent à la superposition d'ensembles initialement éloignés les uns des autres. Dans les Alpes, les décollements se font souvent au niveau du gypse triasique.

Ainsi, la lithosphère continentale répond au mouvement de convergence par un raccourcissement et un épaississement : sous la chaîne de montagnes, la profondeur du Moho peut atteindre plus de 50 km en raison de la présence d'une racine crustale.
L'épaississement crustal entraine, par réaction isostatique, une surrection et la création de reliefs : c'est l'orogenèse.


Évolution tardive

  1. Fusion partielle en profondeur : dans la zone de croûte continentale épaissie existe un flux de chaleur élevé qui est à l'origine d'une fusion partielle à la base de la racine crustale. Les liquides magmatiques de composition granitique se rassemblent et montent dans la croûte. Ils cristallisent en profondeur et forment des massifs de granites d'anatexie.
  2. L'érosion des reliefs provoque, par réaction isostatique, la remontée progressive de la racine crustale. C'est ainsi que des roches profondes sont amenées en surface.
  3. L'excès de charge induit par l'épaississement crustal provoque une flexure en avant de la chaîne : bassin flexural ou molassique. Les molasses sont les dépôts sédimentaires détritiques, épais de plusieurs centaines de mètres, provenant des reliefs et qui s'accumulent dans le bassin.
 








Une coupe à l'échelle du haut de la lithosphère permet de retrouver les marqueurs principaux de la collision.





Coupe des Alpes occidentales
(d'après Marcel Lemoine)


  • Marqueurs de surface
  1. morphologiques : chaine de montagnes dans les zones de collision récentes, bassins flexuraux
  2. tectoniques : failles inverses, plis, chevauchements, nappes de charriage
  3. pétrologiques : ophiolites
  • Marqueurs en profondeur
  1. épaississement de la croûte continentale
  2. racine crustale
Outre ces marqueurs, on retrouve dans les chaines de collision des témoins pré-collision : témoins de l'existence d'un ancien océan (ophiolites, blocs basculés préservés, sédiments océaniques), témoins de la subduction (paragenèses du domaine des schistes bleus).

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