[PDF] Préparation à l’ Agrégation, Université d’ Orsay Correction

Les ophiolites du Chenaillet

Ophiolites du Chenaillet Lames minces Les Roches Bloc diagramme Début Sources Correction TP Formation du magma Les ophiolites du Chenaillet Collet vert Laves en

TP6 – A la recherche des océans disparus

A l’aide des informations concernant le massif du Chenaillet, dans les Alpes, accessibles sur ce site et de vos connaissances (voir ci-dessous si nécessaire), justifier que les ophiolites soient considérées comme des portions d’une ancienne lithosphère océanique

Exercices d’application – Chapitre 1 « La structure du globe » 1

Les différentes unités de roches qui constituent les ophiolites du Chenaillet correspondent aux différentes roches qui constituent une lithosphère océanique La présence d’un fragment de lithosphère océanique au niveau d’une chaîne de montagnes, à 2634 mètres

Nouvelle interprétation de l’ophiolite du Chenaillet

Sous le Chenaillet, il est possible d’observer, près de la cabane des Douaniers, que la nappe du Chenaillet est empilée sur la nappe affleu-rante d’ophiolites, dans ce cas métamorphisées, de Lago NeroReplate qui elle- même repose - sur la marge continentale européenne : Unité du Gondran En considérant les âges des gabbros datés U

2ème PARTIE - Exercice 1 - Pratique dun raisonnement

issus du document (complets, pertinents, utilisés à bon escient en accord avec le sujet Éléments scientifiques issus des connaissances acqu ses Éléments de démarche Indicateurs (éléments de correction) DOCI : Les ophiolites du Chenaillet sont un morceau de plancher océanique au cœur des Apes Elles attestent de la présence à

Épreuve obligatoire série S - ac-besanconfr

Critères Indicateurs (éléments de correction) Éléments scientifiques issus du document : (complets, pertinents, utilisés à bon escient en accord avec le sujet ) Doc1 : Les ophiolites du Chenaillet sont un morceau de plancher océanique au cœur des Alpes Elles attestent de la présence à

EXERCICE : La datation d un océan disparu

l’ancienne séparation entre les domaines continentaux des 2 plaques Les ophiolites sont constituées de 3 roches principales : le basalte, le gabbro et la péridotite serpentinisée (péridotite métamorphisée) On cherche à déterminer l’âge de l’ophiolite du Chenaillet (photo ci-contre, crédits M POURCHER)

Sujet pour la Partie 2 : second exercice- enseignement

- Doc1 : Les ophiolites du Chenaillet sont un morceau de plancher océanique au cœur des Alpes Elles attestent de la pr ésence à l’emplacement actuel des Alpes d’un océan aujourd’hui disparu - Doc3 : Les associations minérales dans l’échantillon de métagabbro

TP5 Formation des alpes Introduction - SVT pour les élèves

- des fragments d’un ancien domaine océanique, les ophiolites dans lesquels on retrouve des constituants (basaltes, gabbros et péridotites) d’une lithosphère o éanique non suduite et ramenée en surface ela indique qu’avant la formation du relief, la région atuellement montagneuse était un o éan dans lequel une

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Formation et évolution des chaînes de montagne associées au cycle alpin Préparation à l'Agrégation, Université d'Orsay.

Correction de l'écrit

proposée par M. Rodriguez rodriguez@geologie.ens.fr

Introduction

C'est avec la publication en 1779 du " voyage dans les Alpes

» d'Horace Bénédicte de Saussure

, qui

consigne les premières observations de structures compressives (plis), qu'apparaît la question de la

formation des chaînes de montagnes. Ces travaux marquent la naissance de la géologie structurale, qui

n'aura cesse de se développer au cours du XIX°siècle, avec l'étude toujours plus aboutie des Alpes

européennes. Les travaux les plus remarquables sont ceux de Marcel Bertrand, qui mit en évidence le

processus de nappes de charriage à partir de l'exemple de la nappe de Digne, et démontra que les

roches au sein de la nappe ont été déplacées sur plusieurs dizaines voire centaines de kilomètres

sur

une faille inverse à pendage sub-horizontal. Ce mode de déformation résulte d'un raccourcissement

bien plus prononcé que les plis observés par De Saussure. Observations du métamorphisme dans les chaînes de montagne dès le XIX°siècle (travaux de Gressly,

puis Eskola), et mise en évidence des mouvements verticaux des roches, accompagnés de changement

de pression et de température. [Métamorphisme : ensemble des transformations chimiques, minéralogiques et structurales que subit une roche lorsqu'elle est soumise à des conditions de pression et de température différentes de celle s ayant gouverné sa formation. Ces transformations ont lieu à l'état solide.]

En parallèle des travaux de géologie de terrain, l'étude du champ gravimétrique révèle une

caractéristique fondamentale des chaînes de montagnes : la présence d'anomalies de Bouguer négatives (-130 mGal pour les Alpes européennes, -500 mGal pour l'Himalaya). Les anomalies de

Bouguer sont obtenues après corrections de la valeur mesurée de l'intensité du champ gravimétrique

(correction de plateau, correction à l'air libre, correction de la valeur théorique du champ de gravité).

Ces corrections permettent d'isoler la part du signal gravimétrique due aux hétérogénéités de

distribution des masses dans la première centaine de kilomètre de la Terre. L'interprétation des

anomalies de Bougu er négatives résista longtemps aux géophysiciens : comment expliquer que les montagnes sont des zones de déficit de masse alors que leur topographie suggère au contraire une

accumulation de matière ? Airy apporta les premiers éléments de réponse : la topographie est

compensée en profondeur par une racine crustale, à la manière d'un Iceberg dont la partie émergée est

compensée par une partie immergée. Dans le cas des chaînes de montagne, la racine crustale de densité ~2.7 prend place au sein du manteau lith osphérique, de densité ~3.3. Par rapport à un modèle de Terre à enveloppes concentriques et à distribution de masse homogène, la présence d'une racine

crustale induit un déficit de masse à l'origine des anomalies de Bouguer négatives. Ceci démontre que

les chaînes de montagnes sont des zones d'épaississement crustal, résultant de l'empilement des

nappes de charriage mises en évidence par les géologues de terrain. La surcharge exercée par la

topographie induit la flexure de la lithosphère (Vening-Meinesz), à l'origine de bassins flexuraux qui

bordent les montagnes (exemples des bassins molassiques Suisse et Padan pour les Alpes franco- italiennes). Fig. 1 : profil d'anomalies de Bouguer à travers les Alpes

Dès le début du XX° siècle, l'essentiel des éléments permettant la définition d'une chaîne de montagne

sont donc bien établis : une chaîne de montagne est une zone de topographie positive, compensée en

profondeur par une racine crustale, résultant d'un épaississement de la croûte continentale sous l'effet

de déformations compressives (plis) et de l'empilement d'écailles ou de nappes de charriage par des

failles inverses. Une chaîne de montagne se caractérise par du métamorphisme indiquant l'enfouissement en profondeur puis l'exhumation de roches vers la surface.

Pourtant, les scientifiques du XIX° siècle et de la première moitié du XX° peinent à intégrer

l'ensemble de ces informations dans un modèle synthétique de formation et d'évolution des chaînes de

montagne. Dans les années 1820, Elie de Beaumont proposait que les chaînes de montagnes dérivent

de la contraction thermique de l'écorce terrestre, qui serait responsable de plis à grande longueur

d'onde déformant la surface de la Terre. Plis, failles inverses, nappes de charriage, métamorphisme

sont dans ce cadre la conséquence de glissement gravitaire sur les flancs des reliefs crées par

l'intumescence thermique de l'écorce. Ces conceptions évoluèrent vers le modèle des

" géosynclinaux », qui perdura jusqu'aux années 1960. Dans ce modèle, aucun mouvement de plaques

lithosphériques n'est nécessaire : le matériel est accumulé par glissement gravitaire dans les creux formés lors de la contraction thermique de l'écorce terrestre-ce qui permet d'expliquer la déformation

des roches, les nappes de charriage et leur empilement par " nappes de glissement » successives. Le

métamorphisme s'explique par le fait que les premières nappes déposées dans les creux sont soumises

à des pressions

et des températures sans cesse plus élevées au fur et à mesure qu'elles se retrouvent enfouies sous les nappes plus jeunes . Enfin, le modèle isostatique d'Airy sert à expliquer le

soulèvement topographique des chaînes de montagnes au cours de leur histoire : l'excès de matériel

apporté par glissement gravitaire induit un excè s de masse qui doit être compensé par la formation

d'une racine crustale et d'une topographie. Ce modèle s'inscrit dans la lignée du catastrophisme,

vision selon laquelle le visage de la Terre serait modelé par des évènements exceptionnels, discontinus, agissant ponctuellement au cours des temps géologiques. Le modèle des

"géosynclinaux », qui apparaît bien abscons aujourd'hui face à celui de la dérive des continents, fut

pourtant le principal obstacle à son acceptation lorsqu'il fut formulé par Wegener dans les années

1910. En dépit de la validité des arguments proposés -complémentarité de la forme des continents de

part et d'autres des océans, identité paléontologique des strates sédimentaires sur les continents avant

leur déchirure, cohérence géographique des dépôts glaciaires Paléozoïques et des cratons lorsque les

continents sont regroupés- Wegener ne sut proposer de moteur physique efficace à sa théorie, et se

trompa dans le calcul de la vitesse d'ouverture des océans (qu'il estimait à plusieurs mètres par an)...

moteur physique qui, bien que totalement erroné, était présent dans la théorie des géosynclinaux et en

accord avec les principaux consensus scientifiques de l'époque. La théorie de Wegener, réduite à une simple rêverie par ses opposants, séduisit toutefois un géologue

suisse, Emile Argand, qui consacra sa carrière à éclairer les processus de formation de chaînes de

montagne à la lumière de la théorie de la dérive des continents.

Emile Argand réalisa entre autres la

première carte structurale de l'Asie, ainsi que des coupes des principales chaînes de montagnes

s'étendant de l'Europe à l'Himalaya. Les travaux d'Emile Argand, accomplis dans les années 1920-30

étonnent par leur caractère visionnaire : les ceintures d'ophiolites -vestiges de lithosphère océanique

fossile reposant sur les continents - sont incluses dans les orogènes et décrites comme les vestiges

d'océans, tandis que certaines coupes impliquent déjà l'existence de subduction continentale

! Les h

ypothèses de la subduction continentale et de l'obduction sont alors provocantes dans le cadre des

principes de l'isostasie : comment un corps continental peut-il plonger dans/sous un corps qui est plus

dense que lui? Au-delà de ces considérations, les travaux d'Emile Argand apportent un élément décisif

à la définition d'une chaîne de montagne : il s'agit de structures résultant de processus de convergence

(rapprochement) entre deux plaques.

Dans la lignée des travaux d'Emile Argand, nous allons ici étudier les chaînes de montagne formées

au cours du Cénozoïque depuis les Pyrénées jusqu'à la Nouvelle-Calédonie, à la lumière de la théorie

de la tectonique des plaques formulée à la fin des années 1960 (LePichon, McKenzie, Morgan). Ces

chaînes de montagne ont été formées à la fave ur de la subduction d'un océan qui ne persiste qu'en de

rares endroits (en Méditerranée orientale sous le système turbiditique du Nil, voire au large du Makran

Pakistanais selon certains auteurs

). Il s'agit de l'Océan Néotéthysien et de ses annexes, en particulier l'Océan Liguro -Piémontais (ou alpin) dont la subduction est à l'origine des Alpes Occidentales. Les

Alpes centrales et orientales résultent de la subduction de l'Océan Méliata au Crétacé moyen-

supérieur, océan distinct de la Néotéthys. Cet océan Liguro-Piémontais n'est pas à proprement parler

relié à la Néotéthys : il s'agit plutôt d'une branche de l'Océan Atlantique connectée à ce dernier par le

système décrochant de la faille Nord-Pyrénéenne entre l'Ibérie et l'Europe. Les ophiolites du

Chenaillet en sont le vestige. Les traces de l'Océan Néotéthysien sont surtout préservées sous la forme

de lambeaux d'ophiolites : les plus spectaculaires sont celles du Nord du Sultanat d'Oman, dîtes

" ophiolites du Semail », datées autour de 90 Ma par radiochronologie, et obduites autour de 80 Ma.

Le même océan est retrouvé dans les corps ophiolitiques iraniens, au sein du Zagros (ophiolites de

Neiriz et Kermanshah), et au niveau de la suture de Bitlis en Turquie. Des lambeaux témoignant de

lithosphères océaniques plus anciennes, mais mis en place au cours du même évènement d'obduction,

sont retrouvées au niveau de la suture de l'Indus-Tsangpo en Himalaya, avec notamment les corps de

Xigaze, Spontang, Nidar, dont les

âges sont compris entre 120 et 170 Ma (l'Himalaya comprend

d'autres sutures ophiolitiques, issues de la fermeture de la Paléotéthys au début du Mésozoïque, qui

ne seront pas abordées dans cette dissertation). La Néotéthys était un océan formé lors de

l'éclatement de la Pangée, séparant le Gondwana au sud de la Laurasia au Nord. Le rifting à l'origine

de la Néotéthys débute au Permien, peu après la formation des trapps du Panjal en Inde.

Le cycle alpin est donc un cycle de Wilson débuté par l'ouverture d'un océan à la fin du Permien-

Trias, et sa disparition dès le Crétacé supérieur. Les orogènes associés au cycle alpin sont issus des

mouvements de convergence entre l'Eurasie et les plaques issues de la fragmentation du Gondwana (Afrique, Arabie, Inde, Australie pour les principales).

Les chaînes de montagne associées au cycle

alpin sont de nature diverses : chaîne de subduction (Makran), chaîne d'obduction (Oman), chaîne sur

systèmes décrochants (Pyrénées, Altyn Tagh) et chaînes de collision (Alpes, Zagros, Himalaya).

Ces

orogènes sont à différents stades de leur évolution : la collision continentale n'a pas encore eu lieu au

niveau du Makran, alors qu'elle prit place autour de 50 Ma pour l'Himalaya ; et que la Mer Egée est

formée par l'étalement gravitaire d'une chaîne alpine structurée à l'Eocène. L'étude de ces différents

orogènes permet de mettre en évidence la structure de chaînes de montagne ayant subi différentes

réorganisations structurales, contrôlées par des rhéologies de la lithosphère continentale différentes.

La comparaison entre ces

chaînes de montagnes permet aussi de mettre en évidence les modalités de

leur évolution en fonction des caractéristiques des processus de convergence impliqués et le degré de

couplage mécanique entre les plaques en collision.

D'autre part, le Cénozoïque a été une période de bouleversement climatique, marquant la transition

d'un climat de type " Greenhouse » au Mésozoïque, vers un climat de type " Icehouse », aboutissant à

la période glaciaire du Quaternaire. Cette période de transition climatique a été marquée par

l'apparition de calottes glaciaires aux deux pôles (au sud d'abord à l'Oligocène ; puis au nord à la fin

du Pliocène), et par l'apparition des régimes de mousson (entre 15 et 20 Ma). Le Tertiaire se

caractérise par la mise en place d'interactions complexes entre tectonique et climat : les variations

climatiques contrôlent les régimes de précipitation, et donc l'érosion des chaînes de montagne, ainsi

que la croissance des reliefs via les processus de compensation isostatique . La croissance des chaînes

de montagne influence en retour la géométrie des cellules atmosphériques, et peut créer des barrières

topographiques naturelles limitant la zone d'action des précipitations. Certains scénarii proposent que

l'érosion accrue des reliefs formés au Cénozoïque a joué le rôle de " pompe à CO

2

» et précipité la

transition vers les conditions glaciaires du Cénozoïques (en diminuant l'effet de serre). Le rôle de la

formation des montagnes sur l'évolution du climat ne sera pas discuté ici, nous nous contenterons

d'évoquer les différents rôles joués par le climat sur l'évolution des reliefs. Les interactions

tectonique-climat sont particulièrement étudiées à partir d'exemples du cycle alpin -il demeure trop

d'incertitudes relatives à l'histoire des chaînes de montagne et des paléoclimats pour les cycles plus

anciens.

L'objectif de cet écrit est de proposer, via une étude comparée des chaînes de montagnes cénozoïque

associées au cycle alpin, un modèle d'évolution synthétique des chaînes de montagne, des premiers

stades de formation à leur démantèlement. Les exemples du cycle alpin offrent suffisamment de diversité pour illustrer la notion de prisme orogénique dans toute sa complexité.

Les exemples à

détailler sont ceux explicitement au programme : les Alpes européennes et au sens large les chaînes

bordant la méditerranée ; et l'Himalaya. Ces exemples seront discutés à la lumière de comparaisons

succinctes avec les autres chaînes. Il ne s'agit pas de fournir une présentation exhaustive de la géologie

de ces chaînes de montagnes (pas le temps !) mais au contraire de limiter le sujet aux particularités de

chacune de ces chaînes Fig. 2 : Localisation des principales chaînes de montagnes associées au cycle alpin

1) Modes de déformation au sein des chaînes de montagnes associées au cycle alpin

A) Structure superficielle des Alpes occidentales et de l'Himalaya

Dimensions et topographie

Les deux chaînes se distinguent d'entrée de jeu par leur topographie et leur forme générale: les Alpes

forment un croissant entre la plaque apulienne et l'Europe, long de 1200 km pour environ 200 km de

large ; tandis que la zone de convergence entre l'Inde et l'Eurasie est beaucoup plus diffuse : longue

de 2400 km (sur un axe E-O), la largeur de la chaîne varie d'est en ouest de 200 à plus de 400 km. Les

Alpes sont dépourvues de plateau continental, tandis que le Tibet est le plus vaste plateau du monde, culminant à une altitude moyenne de 5000 m. Le front de la chaîne himalayenne adopte une

configuration incurvée, que l'on retrouve dans une moindre mesure au niveau des Alpes françaises et

du Jura.

Les zones de suture

Les zones de suture entre les continents qui s'affrontent lors de la collision sont bien marquées . La zone de suture de l'Indus-Tsangpo, marquant la frontière entre domaines indiens et domaines

eurasiens, est surlignée par une ceinture d'ophiolite néotéthysiennes au sud, et par des batholithes

d'affinité calco-alcaline au nord, correspondant à l'ancien arc magmatique de la chaîne de subduction

(type andin) ayant précédé l'épisode de collision. La zone de suture des Alpes occidentales est

localisée entre les massifs internes de Dora Maira/Grand Paradis/Mont Rose et la zone Sézia ; les

ophiolites du Chenaillet et les schistes lustrés correspondant à des domaines de la plaque supérieure

chevauchés sur la plaque plongeante. Au niveau des Alpes centrales et orientales, l'ancienne zone de

suture est devenue la ligne Périadriatique (ou ligne Insubrienne) suite à une réorganisation structurale

postérieure à la collision.

Le style structural de ces orogènes diffère fortement de part et d'autre de leur zone de suture

respective, c'est-à-dire entre les domaines associés à la plaque plongeante et ceux associés à la plaque

supérieure. Dans le cas de la collision Inde-Eurasie, la plaque supérieure, au Nord de la suture du

Tsangpo, est formée par l'accrétion de plusieurs terranes continentaux suite à la fermeture de diverses

banches de

paléotéthys, constituant des blocs assez rigides, les plis du Bloc de Lhassa étant antérieurs

à l'épisode de collision. Des batholites d'affinité calco-alcaline (Gangdese, Ladakh) témoignent d'une

ancienne chaîne de subduction, comparable au premier ordre aux Andes actuelles.

Dans le cas des

Alpes occidentales, le bloc apulien est déformé par des rétro-charriages, délimitant des écailles

d'échelle lithosphérique. Par la suite, nous examinerons principalement les structures des domaines

associés à la plaque plongeante

Les plis

Les plis sont des structures compressives

, résultant d'un mode de déformation ductile, rencontrées

communément dans les chaînes de montagnes, leur diversité structurale reposant essentiellement sur

deux critères : le pendage du plan axial (déversement) et l'angle de plongement de la charnière.

Quelques plis célèbres illustrent cette diversité: les plis couchés de St Clément, de la Rive d'Arve, le

pli déjeté de St Julien dans les Alpes. Fig. 3 : Schéma structural des Alpes européennes et de l'Himalaya

Fig. 4 : Diversité des structures

compressives rencontrées dans une chaîne de montagne

Fig. 5 : Structure du Galibier

Chevauchements, nappes de charriage, klippes

Les séries sédimentaires recouvrant les marges passives des continents avant leur entrée en collision se

retrouvent aujourd'hui sous la forme d'écailles tectoniques, délimitées par des failles inverses et des

chevauchements. Une faille inverse place des terrains plus anciens sur des terrains plus jeunes,

inversant localement la stratigraphie. Il existe pour chaque chaîne des chevauchements majeurs qui en

délimitent les unités principales, mais des failles inverses et des chevauchements de second ordre sont

présents au sein de ces unités principales.

Les chevauchements

principaux forment des zones où des terrains sédimentaires d'âge et d'origine

parfois très différents se trouvent côte à côte. Par exemple, dans la région du Galibier (Alpes), des

flyschs d'âge tertiaire issus de l'érosion des premiers reliefs de la chaîne sont recouverts par des

calcaires récifaux jurassiques formés lors des premiers stades du rifting de l'Océan Liguro-Piémontais,

eux

-mêmes recouverts par le Trias dolomitique déposé sur les fonds de cet océan : cette succession est

visible sur le même affleurement ! Le chevauchement mettant en contact étroit flyschs tertiaire et

calcaires jurassique est le chevauchement pennique frontal : il s'agit du chevauchement principal des

Alpes occidenta

les, qui concentre actuellement l'essentiel de la sismicité (mécanismes inverses) dans la région, ainsi que la croissance de s reliefs. Un chevauchement équivalent est observable dans la chaîne Himalayenne : le chevauchement bordier

principal, qui met en contact la série détritique des Siwalik (molasse miocène) avec des sédiments de

l'ancienne marge indienne d'âge M ésoprotérozoïque à Cambrien inférieur. Cependant, ce

chevauchement n'est plus actif depuis environ 2 Ma, l'activité ayant migré au sud avec l'activation du

chevauchement frontal. L'une des structures les plus spectaculaires de la chaîne himalayenne est le

chevauchement central principal : contrairement aux chevauchements bien localisés et résultant d'un

comportement mécanique cassant mentionnés jusqu'ici, il s'agit d'une zone de cisaillement ductile

(métamorphisée jusqu'à l'isograde du disthène par endroits) de plus de 1 km d'épaisseur !

Il arrive qu'une nappe de charriage se trouve érodée, sous l'effet du climat ou de l'exhumation

d 'écailles sous -jacentes. Il se forme alors des structures en klippe, les plus célèbres étant celle de la Dent Blanche (Mont du Cervin/ Matterhorn) dans les Alpes (charriage d'Austro-Alpin issu de la plaque apulienne sur du Liguro-Piémontais) ; ou encore celle charriant les roches du Haut Himalaya sur le domaine du Moyen Himalaya.

A l'échelle de la chaîne, l'empilement des nappes de charriages donne naissance à des structures

extrêmement complexes, comparables aux prismes d'accrétion sédimentaires des zones de subduction,

avec de fortes variations latérales du style de déformation : rétro-chevauchements, écailles en duplex

sont fréquemment rencontrés. Les Alpes forment une chaîne à double déversement, le domaine

briançonnais chevauchant à la fois les domaines Dauphinois et Liguro-Piémontais (par ex. dans la

région de Guillestre). Globalement, la chaîne Himalayenne a un simple déversement vers le sud. Fig.

6 : Structure à l'échelle lithosphérique des Alpes occidentales et de l'Himalaya

Les structures

décrochantes

Les Alpes européennes sont caractérisées par une série de décrochements, la ligne périadriatique

(comprenant plusieurs segments s'étendant de la Suisse à l'Autriche : ligne Insubrienne, faille de Giucardie), dont le mouvement est enregistré par la configuration en plumeau de quelques granites d'anatexie (Bergel, Adamello). Les décrochements sont encore plus nombreux au niveau de la collision Inde-Eurasie : certains

décrochements sont localisés au sein de la chaîne Himalaya-Tibet (Karakorum, Kunlun), en bordure

Nord du plateau (Altyn-Tagh), et au niveau des autres chaînes de montagnes de l'Eurasie, structurées

sur des décrochements (Gobi-Altaï ; Tienshan). Ces failles sont actives, produisant des séismes de

M w ~7-8, avec des mécanismes au foyer décrochants.

Les structures

d'origine extensive Dans les chaînes du cycle alpin sont préservées des structures en blocs basculés issues des épisodes de

déchirure continentale à l'origine des océans Néotéthys/ Liguro-Piémontais. Ces blocs basculés sont

aujourd'hui inversés ou ont été exhumés au cours de l'histoire de la chaîne. Dans les alpes occidentales, les massifs cristallins externes (Belledone, Mont Blanc, Pelvoux, Argentera) sont d'anciens blocs basculés de la marge européenne inversés au Miocène. Des miroirs de

failles normales fossiles, parfois associés à des sédiments en éventail syn-rift, sont observés dans les

domaines externes (ex. Ornon, Lac du Vallon). Les massifs cristallins internes (Dora Maira-Mont Rose-Grand Paradis) sont aussi d'anciens blocs basculés de la partie la plus distale de la marge

européenne, mais ces derniers ont été exhumés via des zones de cisaillement ductile. On ne retrouve

pas d'équivalent des massifs cristallins externes dans l'Himalaya, en revanche le dôme de Tso Morari

(massif interne, proche de la zone de suture) est un équivalent de Dora Maira.

De façon plus paradoxale, des structures extensives encore actives actuellement (repérées par des

séismes produisant des mécanismes au foyer extensifs) sont rencontrées au coeur de s deux chaînes. Les structures les plus emblématiques sont celles du domaine Téthysien de l'Himalaya, avec le

détachement sud tibétain, qui structure le Mont Everest. Il s'agit probablement d'un ancien plan

chevauchant réactivé en détachement normal au cours de l'histoire de la chaîne. Une zone de

détachement similaire est observée dans les Alpes, au niveau de la fenêtre des Tauern. Des

mécanismes au foyer extensifs ont été enregistrés sur le front pennique dans les Alpes, qui est un

chevauchement! Cette observation conforte l'hypothèse que les structures extensives dériveraient de

l'inversion de failles inverses. B) Structure profonde des Alpes occidentales et de l'Himalaya L'étude des seuls affleurements se révèle insuffisante pour aborder la complexité de la structure d'une

chaîne de montagne en profondeur. Les méthodes d'imagerie géophysique permettent de s'affranchir

de ces limites : anomalies de Bouguer, sismique réflexion et réfraction (Profils ECORS), fonctions récepteurs (sismique passive) (Hi-Climb), tomographie sismique.

Structure profonde des Alpes

Le profil ECORS dans les Alpes a été acquis selon le protocole suivant : des camions vibreurs

génèrent des ondes acoustiques qui se propagent dans les profondeurs de la lithosphère, où elles sont

réfléchies vers la surface et enregistrées par des récepteurs. Les surfaces de réflection sont formées par

les discontinuités majeures : les failles qui juxtaposent des roches aux propriétés mécaniques

différentes ou les surfaces correspondant à des transitions dans le comportement mécanique de la

lithosphère (transition entre domaines cassant/ductile). Les principaux chevauchements structurant la

chaîne sont bien identifiés sur le profil ECORS : le chevauchement Pennique, les chevauchements à

pendage opposés dans le Briançonnais (responsables du double déversement), la zone des massifs

cristallins externes. La zone Ivrée correspond à une anomalie de Bouguer positive, ce qui peut être

interprété soit comme du matériel éclogitisé, soit comme du manteau. Le profil ECORS favorise la

dernière hypothèse : la zone d'Ivrée correspondrait à un coin de manteau coincé entre la plaque

Apulienne et l'Europe. La racine crustale correspond à un empilement d'écailles en profondeur. Un

réflecteur situé à environ 15-20 km de profondeur, sur lequel viennent s'enraciner des chevauchements

d'échelle crustale, est clairement identifié, ainsi que le Moho de la plaque Europe. La structure de la

pile sédimentaire est clairement découplée de celle de la croûte continentale.

Le profil ECORS montre

qu'il n'ya pas de slab océanique rattaché à la plaque Europe.

Structure profonde de l'Himalaya-Tibet

La structure profonde de la chaîne Himalaya

-Tibet a été étudiée par une méthode plus moderne, celle des fonctions récepteurs. Cette méthode est bas ée sur l'enregistrement des séismes par des stations

lointaines. Quand une onde P traverse une surface caractérisée par un contraste de vitesse, une onde

convertie est créée (Ps) et devient repérable sur la composante radiale du sismomètre. Le profil

HICLIMB obtenu grâce à cette méthode montre que les chevauchements de la chaîne himalayenne

s'enracinent en profondeur sur un chevauchement principal, le Main Himalayan Thrust. Le manteau

lithosphérique indien en subduction est bien identifié, mais là encore, pas de slab océanique rattaché à

la structure actuelle de la chaîne. Les premières campagnes géophysiques (INDEPTH) avaient laissé

supposer qu'une zone partiellement fondue existait sous le plateau tibétain (entre 30-50 km de

profondeur), mais le profil HICLIMB réfute l'existence d'une telle zone. Le plateau Tibétain est donc

bien une région d e fort épaississement crustal (>70 km), comme attesté par la présence de valeurs d'anomalies de Bouguer très négatives (~500 mGal).

Mise en évidence du processus

de détachement de slab (slab break-off)

La structure profonde des chaînes de montagne ressemble donc à celle d'un prisme d'accrétion, mais à

l'échelle de la lithosphère : on parle de prisme orogénique. Les prismes orogéniques alpins et

himalayens sont désolidarisés des slabs (panneaux plongeants) océaniques. Une partie de la

lithosphère océanique est préservée au niveau des ophiolites, mais où se trouve la majeure partie de

ces slabs océaniques ? La tomographie sismique permet d'identifier des anomalies dequotesdbs_dbs6.pdfusesText_11