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Comment naissent les montagnes ?

vendredi 22 août 2014, par Robert Paris

Les grandes chaînes de montagne

Comment naissent les montagnes ?

Les montagnes naissent, vivent et meurent. Ce sont des ensembles dynamiques et non des structures immobiles…

Il n’y a pas si longtemps, les scientifiques croyaient que les montagnes pouvaient s’éroder mais pas s’ériger, qu’elles pouvaient descendre mais pas monter, disparaître mais pas apparaître. Bien des découvertes ont permis de montrer que les montagnes naissaient, se développaient puis s’éteignaient progressivement. Il y a eu des découvertes de coquillages du fond des mers en haut de massifs montagneux (les montagnes du désert sahélien par exemple) qui ont montré que ces montagnes avaient été formé par des matériaux existant à des niveaux d’altitude très bas et qui avaient donc dus être soulevés pour former ces montagnes. On a ainsi trouvé du loess en haut de montagnes des Pyrénées. On a remarqué que des roches sédimentaires déposées en couches plates parallèles avaient été comprimées et soulevées pour former des « chapeaux de gendarme » par exemple, c’est-à-dire des sommets de montagnes dus à la compression et au soulèvement de dépôts sédimentaires (les crêts du Jura par exemple).

L’étude du volcanisme a été une des premières à donner l’idée que des montagnes nouvelles pouvaient se former qui n’avaient pas existé au début de l’histoire de la Terre. On a pu croire un temps que les montagnes s’étaient formées par le volcanisme, ce qui ne s’est pas révélé finalement exact.

L’observation seule n’a pas permis de penser à l’idée d’une montée des roches pour former une chaîne de montagne. Pourtant, il s’est révélé que des chaînes de montagnes étaient en train de grimper sous nos yeux de même que d’autres étaient érodées. Ainsi, on trouve parmi les chaînes montantes certaines cordillères comme les Andes.

Des montagnes peuvent aussi développer des massifs en pleine mer comme actuellement dans la fosse des Mariannes.
Finalement, le cadre d’interprétation de la formation et de la déformation des montagnes le plus adapté a été celui dit de la tectonique des plaques.

Tous les modes de formation et de déformation des montagnes sont liés à cette tectonique des plaques. Le cadre d’explication de la naissance des montagnes s’appelle « cycles de Wilson » et ceux-ci expliquent les plis, les nappes de charriage dus aux contraintes compressives de la croûte terrestre. Cette étude de la déformation de la croûte terrestre s’appelle l’ « orogenèse ».

Une orogène résulte de la collision entre deux lithosphères continentales, collision au sens d’une convergence plus rapide d’un facteur 2 à 5 par rapport à une vitesse de déplacement horizontal typique (de l’ordre de quelques cm/an dans le référentiel des points chauds pour la tectonique des plaques). Quand deux plaques continentales de même nature et de même densité se rencontrent, le moteur du mécanisme se bloque. Il n’est pas assez puissant pour faire plonger l’une des plaques dans l’asthénosphère à cause de leur faible densité. Les deux plaques se soudent pour n’en former qu’une seule.

Il faut noter que pendant la collision, le matériel sédimentaire est transporté en hauteur pour former des chaînes de montagnes où les roches sont plissées et faillées. La collision conduit au raccourcissement de l’écorce terrestre. Au contact des deux lithosphères continentales, la compression provoque des raccourcissements horizontaux, et donc des épaississements verticaux, première cause de création de reliefs, notamment avec des plissements. Souvent, après quelques millions d’années d’un tel régime de déformation, l’une des lithosphères monte en chevauchement au-dessus de l’autre, provoquant un redoublement crustal, seconde cause de création de relief, mais aussi des déplacements horizontaux relatifs beaucoup plus importants. Des volumes de matériaux importants peuvent être translatés sous la forme de nappes de charriage, le plus souvent impliquant essentiellement les couvertures sédimentaires décollées de leurs socles.

Pendant la durée de cette convergence, la limite des plaques qui modélisent ces lithosphères devient diffuse, lesquelles perdent aussi plus ou moins leur rigidité horizontale (déformations horizontales diffuses à l’échelle continentale). Dans cette situation, à l’échelle géographique de ces déformations continentales et pendant la durée de la collision, en général de l’ordre de quelques dizaines de millions d’années, le modèle de la tectonique des plaques ne peut plus s’appliquer localement.

Les chaînes de montagne issues d’un tel processus collisionnel s’appellent chaînes alpines, en référence à l’arc alpin. C’est le cas notamment de la chaîne de l’Himalaya, à la frontière entre la plaque indienne et la plaque eurasienne ; cette rencontre s’est produite il y a 65 millions d’années à la faveur de la fameuse migration du continent indien. Les Alpes et les chaînes de l’Atlas sont des exemples de chaîne de collision.

Dans le cas de la convergence entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale, une zone de subduction s’installe, avec formation d’un arc volcanique en avant de la lithosphère continentale. Le fonctionnement d’un tel système pendant quelques dizaines de millions d’années aboutit à la création d’une cordillère comme les chaînes péri-pacifiques. C’est le second type d’orogenèse, avec formation d’une zone lithosphérique de type crustale sur-épaissie amenant la formation de reliefs et donc d’une chaîne montagneuse, appelée chaîne andine.

Dans le cas de la convergence entre deux lithosphères océaniques, une zone de subduction s’installe, avec formation d’un arc volcanique sur la lithosphère océanique supérieure. Après quelques millions d’années de fonctionnement, de croissance magmatique des édifices, de maturation métamorphique des matériaux dans la racine de l’alignement volcanique, cet arc volcanique plus ou moins continentalisé au sens de la géodynamique, peut ultérieurement être accrété à une marge continentale, ce qui constitue la seconde modalité d’orogène. Éventuellement, l’arc volcanique peut se développer sur cette marge, ou plus ou moins en "profondeur" sur la croûte continentale (éloignement de l’alignement volcanique vers l’intérieur du continent). Un exemple actuel d’une telle situation est la Fosse des Mariannes.
De plus, dans le cas de la convergence entre deux lithosphères océaniques, la lithosphère océanique disparaissant dans la subduction peut être suivie de lithosphère continentale. Lorsque cette croûte continentale passe dans la zone de subduction, la croûte océanique portant l’arc insulaire passe transitoirement au-dessus de la croûte continentale, ce qui correspond à un épisode d’obduction. Très rapidement (à échelle de temps géologique) la densité de la croûte continentale l’empêche de plonger et bloque le mécanisme. Si la convergence se poursuit, elle peut conduire à l’inversion du sens de la subduction, et/ou à une collision continentale.

Lorsque deux plaques continentales constituées de roches de même densité entrent en collision, la poussée qu’elles exercent l’une sur l’autre et la pression qui en résulte ne peuvent se résorber que par le plissement de l’écorce terrestre (épaississement de la croûte) ou l’enfoncement de l’une des plaques sous l’autre, qui a pour effet de soulever la croûte terrestre. Les deux phénomènes ont pour résultat l’émergence d’une chaîne de montagnes. Lorsqu’une plaque océanique, constituée de matière dense entre en collision avec une plaque continentale constituée de matière moins dense, elle s’enfonce sous la plaque continentale tout en la soulevant (zone de subduction). Ce phénomène est aussi à l’origine d’une chaîne de montagnes.
Si la naissance de nombreuses chaînes de montagnes peut s’expliquer par le mouvement des plaques, d’autres par contre semblent résulter de processus quelque peu différents : éruption de matériaux provenant du centre de la terre donnant naissance aux volcans ; séparation et soulèvement de masses rocheuses à la suite d’une fracture de l’écorce terrestre causée par des pressions souterraines ; etc. Ces derniers phénomènes seraient aussi reliés au mouvement des plaques.
De nombreux chercheurs pensent qu’il y a environ 650 millions d’années, toutes les masses continentales de la terre formaient un mégacontinent baptisé Rodinia, écrit Pierre-André Bourque (2003), professeur au Département de géologie et de génie géologique à l’Université Laval. Ce mégacontinent s’est fragmenté en quelques masses continentales (Gondwana, Laurentia, Sibéria, Baltica et quelques autres). Ces masses ont commencé à dériver les unes par rapport aux autres. Elles s’éloignèrent et se rapprochèrent, ouvrant et fermant au fil du temps des océans. Certaines entrèrent en collision, donnant naissance à des chaînes de montagnes.

Il y a 255 millions d’années, plusieurs masses continentales étaient à nouveau rassemblées pour former la Pangée, un mégacontinent qui, il y a 200 millions d’années, commença aussi à se fragmenter : Laurasia au nord et Gondwana au sud. Il y a environ 160 millions d’années, la fragmentation a commencé à individualiser les masses continentales actuelles. Cette lente mouvance a façonné la surface de la planète pour lui donner la physionomie que nous lui connaissons aujourd’hui. Notons enfin que le mouvement des continents se poursuit toujours, très lentement mais inexorablement.

Lorsqu’une plaque océanique, plus dense, plonge sous la croûte continentale, on parle de "subduction océanique-continentale". Il se crée alors une faille océanique, et le rebord de la plaque se plisse et se soulève. La cordillère des Andes, d’environ 17 000 km de long, est issue de ce type de subduction.

Parfois, les sédiments marins déposés sur la croûte océanique restent accrochés au bord de la plaque continentale, donnant naissance à des chaînes de montagne, le plus souvent volcaniques. Les îles de la Barbade, au large des Antilles, constituent un bon exemple de ce phénomène appelé "prisme d’accrétion".

Autre cas de figure : deux plaques continentales d’égale densité se rencontrent. Comme aucune des deux n’est plus légère, la collision est frontale : les deux plaques s’écrasent l’une contre l’autre. Avec l’énorme pression résultant de cette collision, la croute terrestre s’élève et s’épaissit, pour donner lieu à de hauts massifs montagneux.

Les Alpes sont nées de la collision entre la plaque européenne et la plaque eurasiatique, durant la phase "alpine", il y a 10 millions d’années. Elles continuent encore de s’élever chaque année de un à deux millimètres par an. L’Himalaya est aussi née de la rencontre entre les plaques indiennes et eurasiennes. La chaîne s’élève chaque année de 2 à 5 cm. Témoins de l’océan qui séparait avant les deux plaques, on y trouve encore des fossiles marins.

Dernière possibilité : la rencontre de deux plaques océaniques. L’une des deux plaques est alors comprimée dans le manteau terrestre. Il en résulte le plus souvent une activité volcanique, dont la fameuse ceinture de feu du Pacifique est un exemple. Parfois, des morceaux de croûte terrestre dérivent et viennent se souder au rebord des continents (île de Vancouver).

Lorsque les plaques s’écartent ou se cassent, il naît un fossé d’effondrement appelé rift. La poursuite de ce processus conduit à l’envahissement du rift par la mer. C’est ce qui s’est passé pour la Mer rouge, qui continue chaque année de s’élargir. Au fond des rifts océaniques, les magmas issus du manteau terrestre refroidissent au contact de l’eau et forment des laves. L’Islande est un parfait exemple de ce phénomène.

Les îles comme Hawaï (4205 m avec la Mauna Kea), le massif du Hoggar dans le Sahara, ou le pic de Teide aux Canaries sont issues de "points chauds". Ce sont des colonnes brûlantes venant du manteau terrestre. Dès qu’une plaque tectonique passe sur un de ces points chauds, il se forme une chaîne de volcans au fur et à mesure. On obtient donc des montagnes d’âge différent.

La dynamique tectonique n’est que le départ de la formation montagneuse : l’érosion vient continuer le travail de modélisation des reliefs, creusant, aplanissant, découpant la roche.

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