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17.1 • Un modèle simplifié d’évolution thermique d’une chaîne de montagnes
dant, de densité plus faible que la croûte océanique, la croûte continentale ne peut
s’enfoncer indéfiniment dans le manteau. Le déplacement horizontal de la convergence
n’est plus absorbé par le simple coulissage au niveau d’un grand cisaillement le long
de la zone de subduction, mais par un épaississement vertical (et éventuellement une
expulsion latérale). La déformation se répartit sur un volume considérable, ce qui
freine le déplacement relatif des plaques. Il s’ensuit un ralentissement de la vitesse de
plongement, et, de ce fait, un réchauffement du géotherme. D’autre part, ce réchauffement est renforcé par le doublement de la croûte continentale qui concentre les
éléments radioactifs, source de chaleur considérable. On assiste à une augmentation
significative du géotherme (diagramme P-T t4-t7) qui dépasse le géotherme « moyen »
de la lithosphère stable. Les conditions de l’anatexie peuvent être localement atteintes.
Pour bien comprendre l’évolution thermique de la chaîne à ce stade, il est nécessaire
de suivre les trajectoires de (au moins !) deux roches situées dans des unités structurales
différentes. La première (étoile grise : figure 17.1 t4 à t6) se localise dans la portion
de croûte océanique qui, après avoir été entraînée dans la subduction, se trouve pincée
dans le chevauchement intra-continental qui matérialise la suture. La deuxième (rond)
se trouve sur la partie superficielle de la croûte continentale chevauchée. La première
roche appartenant à la croûte océanique, subduite avant le début de la collision, a été
transformée en éclogite de HP-BT à t4. Au début de la collision (à t5), lorsque la croûte
continentale est sous-charriée sous la croûte océanique, cette dernière est ramenée
vers la surface tandis que le géotherme évolue vers de plus hautes T. La pression
exercée sur l’éclogite diminue tandis que celle-ci se réchauffe, (diagramme P-T : de
t5 à t6). Dans le même temps, l’échantillon de la croûte continentale chevauchée
(sous-charriée) s’enfonce et se réchauffe dans les conditions du gradient métamorphique de MP (rond noir sur le diagramme P-T à t5). Par le jeu des déplacements
relatifs de part et d’autre du chevauchement, les deux échantillons peuvent être mis
en contact (diagramme P-T à t6) : ils ont alors une histoire thermique commune.
Ainsi, la collision n’arrête pas la convergence : en Himalaya, 40 Ma après la
fermeture de l’océan, l’Inde continue de se rapprocher du bloc asiatique, avec une
vitesse réduite de moitié. La déformation se propage vers les parties externes de la
chaîne où métamorphisme et déformation sont de plus en plus récents (figure 17.1- t6).
Lorsque le mouvement de convergence s’interrompt, la croûte continentale épaissie est en déséquilibre gravitaire. Elle s’amincit par la combinaison de processus
isostatique, tectonique et d’érosion, afin de revenir à l’épaisseur normale d’une croûte
d’une lithosphère stable (figure 17.1, t6-t7). Lorsque cet amincissement post-orogénique est contrôlé par une extension d’origine tectonique (figure 17.1- t8), les roches
profondes et chaudes sont ramenées rapidement vers la surface et n’ont pas le temps
de se refroidir (diagramme P-T à t8). D’autre part, l’extension, en permettant la
remontée de l’asthénosphère chaude (favorisée par un processus de délamination ou
détachement de la lithosphère mantellique : figure 17.1-t7 ?) et de magmas basiques
dans la croûte inférieure, s’accompagne d’une anomalie thermique importante. Cette
anomalie thermique, d’origine mantellique, accentue l’augmentation du géotherme vers
les hautes températures : les roches, ramenées rapidement vers la surface, témoignent
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17.1 • Un modèle simplifié d’évolution thermique d’une chaîne de montagnes
dant, de densité plus faible que la croûte océanique, la croûte continentale ne peut
s’enfoncer indéfiniment dans le manteau. Le déplacement horizontal de la convergence
n’est plus absorbé par le simple coulissage au niveau d’un grand cisaillement le long
de la zone de subduction, mais par un épaississement vertical (et éventuellement une
expulsion latérale). La déformation se répartit sur un volume considérable, ce qui
freine le déplacement relatif des plaques. Il s’ensuit un ralentissement de la vitesse de
plongement, et, de ce fait, un réchauffement du géotherme. D’autre part, ce réchauffement est renforcé par le doublement de la croûte continentale qui concentre les
éléments radioactifs, source de chaleur considérable. On assiste à une augmentation
significative du géotherme (diagramme P-T t4-t7) qui dépasse le géotherme « moyen »
de la lithosphère stable. Les conditions de l’anatexie peuvent être localement atteintes.
Pour bien comprendre l’évolution thermique de la chaîne à ce stade, il est nécessaire
de suivre les trajectoires de (au moins !) deux roches situées dans des unités structurales
différentes. La première (étoile grise : figure 17.1 t4 à t6) se localise dans la portion
de croûte océanique qui, après avoir été entraînée dans la subduction, se trouve pincée
dans le chevauchement intra-continental qui matérialise la suture. La deuxième (rond)
se trouve sur la partie superficielle de la croûte continentale chevauchée. La première
roche appartenant à la croûte océanique, subduite avant le début de la collision, a été
transformée en éclogite de HP-BT à t4. Au début de la collision (à t5), lorsque la croûte
continentale est sous-charriée sous la croûte océanique, cette dernière est ramenée
vers la surface tandis que le géotherme évolue vers de plus hautes T. La pression
exercée sur l’éclogite diminue tandis que celle-ci se réchauffe, (diagramme P-T : de
t5 à t6). Dans le même temps, l’échantillon de la croûte continentale chevauchée
(sous-charriée) s’enfonce et se réchauffe dans les conditions du gradient métamorphique de MP (rond noir sur le diagramme P-T à t5). Par le jeu des déplacements
relatifs de part et d’autre du chevauchement, les deux échantillons peuvent être mis
en contact (diagramme P-T à t6) : ils ont alors une histoire thermique commune.
Ainsi, la collision n’arrête pas la convergence : en Himalaya, 40 Ma après la
fermeture de l’océan, l’Inde continue de se rapprocher du bloc asiatique, avec une
vitesse réduite de moitié. La déformation se propage vers les parties externes de la
chaîne où métamorphisme et déformation sont de plus en plus récents (figure 17.1- t6).
Lorsque le mouvement de convergence s’interrompt, la croûte continentale épaissie est en déséquilibre gravitaire. Elle s’amincit par la combinaison de processus
isostatique, tectonique et d’érosion, afin de revenir à l’épaisseur normale d’une croûte
d’une lithosphère stable (figure 17.1, t6-t7). Lorsque cet amincissement post-orogénique est contrôlé par une extension d’origine tectonique (figure 17.1- t8), les roches
profondes et chaudes sont ramenées rapidement vers la surface et n’ont pas le temps
de se refroidir (diagramme P-T à t8). D’autre part, l’extension, en permettant la
remontée de l’asthénosphère chaude (favorisée par un processus de délamination ou
détachement de la lithosphère mantellique : figure 17.1-t7 ?) et de magmas basiques
dans la croûte inférieure, s’accompagne d’une anomalie thermique importante. Cette
anomalie thermique, d’origine mantellique, accentue l’augmentation du géotherme vers
les hautes températures : les roches, ramenées rapidement vers la surface, témoignent
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