L’orogenèse ou la formation des chaines de montagnes récentes est l’un des résultats de la tectonique des plaques. Les contraintes issues du rapprochement entre deux plaques lithosphériques sont à la fois responsables de l’ascension de la chaine de montagnes récente et aussi des phénomènes accompagnateurs.

Quel est le concept géologique de chaine de montagnes récente
Quels sont les différents types de chaines de montagnes récentes et comment les distinguer?
Quel rôle jouera la tectonique des plaques dans la formation de ces chaines?
Comment expliquer les phénomènes accompagnant la formation des chaines de montagnes récentes?

Chapitre 1 : les chaines de montagnes récentes et leur relation avec la tectonique des plaques / Les déformations tectoniques

L’ensemble des chaines de montagnes récentes se localisent au niveau des limites convergentes des plaques lithosphériques et ainsi on les considère des chaine inter-plaques. Ont appelé ces limites des marges actives du fait de la présence d’activités géologiques récentes.

Les études géologiques de ces chaines nous permettent d’en distinguer différents types suites aux preuves et traces lithologiques, sismiques, volcaniques… et ainsi l’étude de ces chaines doit nous permettre de distinguer entre les différents types des chaines selon leur caractéristiques.

I- Les types de chaines de montagnes récentes et leurs relations avec la tectonique des plaques.

Généralement on distingue trois types de chaines :

Les chaines de subduction (la cordillère des Andes)
Les chaines d’obduction (La chaine d’Oman)
Les chaines de collision (Les Alpes)

On observe :

Les chaines récentes se localisent au niveau des limites convergentes des plaques tectoniques.

La nature des deux plaques lithosphériques (au niveau de la limite convergente) indique le type de chaine :

Les chaines de subduction: limite entre une lithosphère continentale et une autre océanique
Les chaines d’obduction: limite entre une lithosphère continentale et une autre océanique
Les chaines de collision: limite entre deux lithosphères continentales.

1- Quelques notions géologiques de base :

a- L’organisation interne du globe terrestre

Lithologiquement, le globe terrestre se compose de plusieurs couches et roches de natures et densités différentes. L’organisation interne du globe suit le principe de la densité, et ainsi on distingue trois parties majeures : le noyau, le manteau et la croute terrestre. (Voir figure)

b- Lithosphère : l'enveloppe rigide de la surface de la Terre. Elle comprend la croûte terrestre et une partie du manteau supérieur.

c- Plaque lithosphérique : un fragment de la lithosphère qui résulte de son découpage par un système de failles.

II- Les types des chaines de montagnes récentes et leurs caractéristiques

1- les chaines de subductions

a- Conditions de la formation

Ce type de chaine se forme au niveau des limites de rapprochement (convergente) entre une lithosphère océanique plus dense et une autre continentale moins dense, suite au principe de la densité et à la continuité des contraintes convergentes, la lithosphère océanique s’enfonce en dessous de lithosphère continentale.

b- Les caractéristiques

Le plan de Wadati-Benioff:

Représente le plan de la répartition des foyers sismiques en profondeur. Le pendage de ce plan se fait toujours de façon inclinée vers la plaque chevauchante (lithosphère continentale).

Les isothermes

Au niveau de la zone de contact entre les deux lithosphères, on remarque une diminution de la T° qu’on explique par l’enfouissement d’un corps très froid vers les profondeurs ; la croûte océanique.

Le volcanisme andésitique.

- La composition minéralogique de l’Andésite

La Roche andésitique comprend différents minéraux de nature et de tailles différentes qui baignent dans une matière vitreuse (verre, pâte vitreuse)

- La structure: microlitique

Lors de l’ascension du magma andésitique l’expose à de différents degrés de refroidissement selon la zone, ainsi il y aurait formation des minéraux de grande taille dans les grandes profondeurs, au fur et à mesure que le magma monte vers la surface, la vitesse du refroidissement devient de plus en plus rapide ce qui se reflète sur la taille des minéraux qui devient de plus en plus faible. Vers la surface, le refroidissement de ce qui reste du magma initiale (incluant les différents minéraux formés précédemment) sera instantanée produisant la matière vitreuse (magma non cristallisé) et ainsi les minéraux se trouvent piégés à l’intérieur de la matière vitreuse.

On appelle ce phénomène de cristallisations successives du même magma la cristallisation fractionnée.

La composition chimique

Le tableau suivant présente une comparaison entre les trois roches rencontrées dans la zone de subduction :

- la croute continentale

-La croute océanique

-L’Andésite

On observe :

La composition chimique du magma andésitique est intermédiaire entre les deux croutes.

On en déduit :

Le magma andésitique provient de la fusion des deux croutes et le brassage des deux pour former un magma hybride.

Mécanisme de formation du magma andésitique.

Lors de l’enfouissement de la lithosphère océanique dans la zone de subduction, elle atteint des profondeurs où le degré de T° est très élevé et commence sa fusion. Or, le degré de T° nécessaire à la fusion de la lithosphère océanique doit dépasser les 1200°C qui ne peut exister au niveau de ces zones. En fait, la croute océanique commence sa fusion à des T° plus faibles avoisinant les 800°C suite à la présence d’un facteur chimique catalysant la fusion en de faibles degrés de T° : L’eau qui s’échappe des minéraux des roches de la croute océaniques (déshydratation) vers la péridotite de la lithosphère continentale chevauchante. Cette déshydratation des minéraux originaux des roches de la croute océanique induit des transformations au niveau de ces minéraux et impliquant un phénomène accompagnateur de la formation de la chaîne de subduction : Le métamorphisme.

Le prisme d’accrétion

L’une des structures caractérisant les zones de subduction, qui se forme des sédiments qui couvrent la croûte océanique, vu leur nature sédimentaire et encore hydratés ils ne peuvent s’enfoncer en dessous de la lithosphère continentale et ainsi ils seront rabotés et empilés au niveau de la zone de contact des deux lithosphères.

Le bassin marginal

Forme de bassin qui se localise à la marge de la chaîne dans la zone continentale.

On doit noter que l’épaisseur du prisme d’accrétion et la profondeur du bassin marginal sont en relation direct avec la valeur du pendage de la subduction :

Pendage faible: prisme d’accrétion très épais et bassin marginal de très faible profondeur (ou même absent)
Pendage fort: prisme d’accrétion d’épaisseur faible et bassin marginal de grande profondeur

Modèle explicatif de la formation d’une chaine de subduction (La cordillère des Andes)

2- Les chaînes d’obduction

a- Caractéristiques

Les nappes de charriage : un régime compressif
Les ophiolites : fermeture d’un ancien Océan dont la mer d’Oman en est la trace.
Au niveau de l’Iran on trouve des traces d’un volcanisme Andésitique ancien ainsi qu’une forte activité sismique.

Quelques concepts :

Nappes de charriage : chevauchement de couches allochtones transportées sur de grandes distances d’autres couches (chevauchées) autochtones.
Le complexe ophiolitique : un ensemble de roches volcaniques superposées suivant un ordre bien déterminé. La formation de ce complexe se fait au niveau des rifts océaniques. Le magma volcanique issu de la fusion de la péridotite du Manteau dans ces région, sera soumis, lors de sa solidification à deux phénomènes expliquant la formation du complexe ophiolitique :

La différenciation magmatique: le magma initial se scinde en portions qui différent de point de vue chimisme et Température de solidification : la fraction à la base sera plus basique (mafique à ultramafique) et dont la vitesse du refroidissement sera très lente. Dans la même chambre magmatique, plus la fraction est en haut, plus elle serait acide et aussi la vitesse de refroidissement sera plus rapide. Selon ce principe, le même magma original donne après solidification une gamme de roches différentes de point de vue minéralogie et structure mais très proches chimiquement.
La cristallisation fractionnée: au niveau du même magma, les minéraux ne cristallisent jamais en même temps mais selon une suite (la série de Bowen) : les minéraux plus denses et donc plus basiques cristallisent les premiers suivis des moins basiques et enfin les acides. Ce mécanisme explique la différence de structure des roches issues du même magma initial.

b- Les étapes de la formation d’une chaine d’obduction : La chaine d’Oman.

La présence des ophiolites à la surface, et au sein des nappes de charriage qui chevauchent les terrains autochtones de la région, implique le transport qu’ont subi les roches du fond de l’Ancien Océan pour se déposer vers la fin sur des roches allochtones de la région d’Oman : c’est l’Obduction.

Or, l’obduction ne peut jamais être le seul phénomène expliquant la formation de ce type de chaines, du fait du contraste de densité entre les deux lithosphères de la région : la lithosphère océanique est plus dense que la continentale, et ainsi, la région devait subir en premier lieu une subduction qui n’a pas pu continuer et on parle de ‘un blocage de la subduction qui sera remplacer par une obduction récente

La figure suivante propose une interprétation de la formation de la chaine d’obduction d’Oman.

3- Les chaines de collision

a- Les caractéristiques

Complexe ophiolitique au niveau des sommets de montagnes
Déformations tectoniques: plis, failles inverse, chevauchements
Volcanisme andésitique.

b- La formation

La collision exprime l’état final de la convergence de deux lithosphères continentales. Les deux croutes continentales confrontées lors de la collision, appartenaient au début du rapprochement à deux plaques lithosphériques différentes et séparées par un océan (croute océanique).

Au niveau des chaines de collision on trouve des indices d’une ancienne subduction (traces d’un ancien volcanisme andésitique), des indices d’obduction (les nappes ophiolitiques) et des indices d’une récente collision (confrontèrent actuel de deux croutes continentales de lithologies différentes).

Ainsi, on explique la formation de la chaine de collision (l’Himalaya dans la figure) comme suit :

Etape 1 : Une subduction permettant l’enfoncement de la lithosphère océanique indienne en dessous de la lithosphère continentale eurasiatique du fait du contraste de densité entre les deux lithosphères.
Etape 2 : blocage de la subduction avec la continuité des contraintes du régime compressif dans la région induit le chevauchement de la croute océanique (indienne) sur la croute continentale (Eurasiatique) : l’obduction.
Etape 3 : la croute océanique est complétement consumée, l’Océan se ferme, le complexe ophiolitique se trouve au niveau des sommets de la chaine
Etape 4 : les deux croutes différentes des deux plaques (indienne et eurasiatique) se trouve maintenant confrontées et en contact direct : c’est la collision.

Notons que :

La collision est toujours précédée d’une subduction ou d’une subduction suivie d’une obduction et puis la collision.
Les différents types de chaines de montagnes se caractérise par l’abondance des déformations tectoniques.