vignette|Évolution paléogéographique approximative de la collision entre l'Inde et l'Asie, du Crétacé supérieur au Cénozoïque. La collision Inde-Asie est un événement tectonique qui a commencé il y a environ 60 millions d'années et se poursuit encore aujourd'hui. Elle résulte de la dérive vers le nord du bloc continental indien après son détachement du continent africain et a pour conséquences l'érection de l'Himalaya, le soulèvement du Tibet et l'essentiel de la tectonique de la Chine et de l'Asie du Sud-Est.
La collision entre les plaques continentales indienne et eurasienne est l'un des systèmes convergents les plus étudiés au monde, et de nombreux aspects demeurent toutefois controversés. Des questions telles que le début de la collision des continents, le moment où le plateau tibétain a atteint son élévation actuelle et les interactions entre les processus tectoniques et d'autres mécanismes géologiques sont encore débattues. Ces mécanismes sont essentiels dans la compréhension de l'évolution tectonique, du paléoclimat et de la paléontologie du Mésozoïque et du Cénozoïque, notamment l'interaction entre la croissance orogénique de l'Himalaya et le système de mousson asiatique ainsi que la dispersion et la spéciation animale. Plusieurs hypothèses ont été proposées pour expliquer l'évolution de la paléogéographie du système de collision. Parmi les idées importantes, on trouve l'hypothèse de la collision synchrone, l'hypothèse de Lhassa-plano et le drainage vers le sud des principaux systèmes fluviaux.
Début de la collision
Définition Le commencement d'une collision continentale est déterminé par n'importe quel point le long de la limite des plaques où la lithosphère océanique est complètement subductée, et où deux plaques continentales entrent en contact pour la première fois. Dans le contexte de la collision Inde-Asie, elle serait caractérisée par le premier point où la croûte océanique de la Néotéthys disparaît, marquant le contact initial entre les continents de l'Inde et de l'Asie. Ce processus est déterminé par un point précis en raison de l'irrégularité de la forme des marges continentales. La subduction complète de la croûte océanique pourrait se produire de manière asynchrone le long du front de collision. Différentes méthodes peuvent être utilisées pour estimer l'âge du début de la collision. Les preuves géologiques couramment utilisées incluent la stratigraphie, la sédimentologie et les données paléomagnétiques. La stratigraphie et la sédimentologie révèlent le transfert de matériaux d'un continent à un autre lors de la rencontre de deux continents, ainsi que les changements dans l'environnement de dépôt après la fermeture du bassin océanique et l'élimination complète de l'eau de mer. Les données paléomagnétiques révèlent une collision lorsque les paléolatitudes des deux marges continentales se superposent.
La datation du début de la collision entre l'Inde et l'Asie est mal défini, allant du Crétacé supérieur à l'Oligo-Miocène, en raison des interprétations divergentes des preuves géologiques par différents chercheurs. centré|vignette|450x450px|Figure illustrant la définition du début d’une collision continentale en vue planaire. Modifié d'après Hu (2016).
Hypothèse de collision diachrone L'hypothèse de collision diachrone implique des mécanismes à deux étapes de collision, dont la première étape commence entre le Paléocène et l'Éocène.
Hypothèse de collision arc-continent paléogène alt=|vignette|350x350px|Coupe transversale montrant l'évolution du système de collision arc-continent en deux étapes par Aitchison 2000. La collision arc-continent paléogène implique l'hypothèse que le continent indien a connu une collision en deux étapes. La première étape consiste en la collision avec un arc insulaire intra-océanique dans l'océan Téthys, il y a environ d'années (Ma). La seconde voit la collision entre le continent indien (avec l'arc insulaire) et le continent asiatique vers .
Cette hypothèse repose principalement sur l'observation de motifs lithostratigraphiques au sein et autour de la zone de suture Yarlung-Zangbo (YZSZ) au Tibet. Cette zone est constituée d'ophiolite et de roches volcaniques basaltiques à andésitiques, qui sont comparables aux séquences rocheuses typiques d'un système de subduction d'un arc insulaire. Le nord de l'YZSZ est le terrane de Lhassa du plateau tibétain, tandis que le sud en est le superterrane indien. Le fait que l'YZSZ sépare ces deux terranes suggère qu'il aurait pu s'agir d'un arc insulaire intra-océanique dans le passé, situé entre le bord continental du terrane de Lhassa et le bord continental du superterrane indien avant la collision.
Les roches volcaniques du terrane de Zedong, appartenant à l'YZSZ, ont une teneur élevée en oxyde de potassium (K2O) et sont déterminées comme étant des shoshonites. Celles-ci sont des andésites basaltiques riches en potassium que l'on trouve couramment dans les contextes d'arc intra-océanique modernes. Cela appuie donc la thèse de l’île paléo-intra-océanique YZSZ. Cependant, des études récentes suggèrent que les roches volcaniques du terrane de Zedong ont été altérées de telle sorte que les rapports d'ions mobiles (K et Na par exemple) ne sont pas fiables. Les éléments immobiles tels que les rapports Zr/TiO2 doivent être utilisés à la place pour la classification. De nouvelles données suggèrent que les roches volcaniques du terrane de Zedong ont une composition calco-alcaline, qui est courante pour l'arc insulaire volcanique mais pas nécessairement insulaire intra-océanique. De plus, les roches volcaniques du terrane de Zedong partagent un schéma géochimique similaire avec les roches volcaniques du Jurassique inférieur du sud du terrane de Lhassa du plateau tibétain. Cela suggère que la zone de suture Yarlung-Zangbo fait partie de la marge continentale asiatique au lieu d'une île intra-océanique distincte.
Hypothèse du bassin de la Grande Inde alt=|vignette|350x350px|Coupe transversale montrant l’évolution du modèle du bassin du Grand Inde. Modifié d'après Van Hinsbergen (2012) L’hypothèse du bassin de la Grande Inde suggère deux collisions entre l’Inde et le continent asiatique. La première étape s'est produite vers , lorsqu'un microcontinent de la plaque indienne est entré en collision avec le continent asiatique. Elle a été suivie par la subduction du bassin océanique de la Grande Inde, situé entre le microcontinent et le grand craton indien, sous le continent asiatique. La deuxième étape de la collision s'est produite après la destruction de la croûte océanique du bassin de la Grande Inde, où le principal craton indien est finalement entré en contact et a percuté la marge continentale asiatique (dont le microcontinent précédemment « fusionné », qui pourrait être le Plateau tibétain moderne) entre .
Cette hypothèse repose principalement sur l’observation d’un raccourcissement de la croute moindre dans l’Himalaya. La convergence des plaques indienne et eurasienne depuis le Crétacé aurait dû conduire à un raccourcissement crustal d'environ . Cependant, le raccourcissement observé dans l’Himalaya et sur le continent asiatique ne représente que 30 à 50 % de la convergence totale. Le modèle du bassin du Grand Inde est donc proposé pour expliquer une telle observation, où la quantité totale de convergence a en fait été dispersée en deux étapes distinctes d'épaississement de la croûte, à savoir le soulèvement du microcontinent (plateau tibétain) et l'orogenèse himalayenne. La subduction et la disparition de la croûte océanique du Grand Bassin Indien sous le microcontinent réduisent la quantité mesurable de convergence totale exprimée par le raccourcissement de la croûte à la surface.
Les données paléomagnétiques suggèrent que le continent indien a connu une extension nord-sud avec des taux d'extension minimum de pendant . De tels taux sont comparables aux enregistrements typiques de dérive intracontinental. Par conséquent, l’hypothèse du bassin océanique de la Grande Inde aurait pu exister et séparer un microcontinent du principal craton indien. Cependant, les archives rocheuses du complexe cristallin du Grand Himalaya, situé au sud du plateau tibétain et qui aurait dû contenir des restes du grand bassin océanique indien s'il avait existé, ne montrent aucune preuve à l'appui. Aucune obduction d'ophiolite du bassin océanique ni aucune suite rocheuse typique du système de subduction en tranchées d'arc n'ont été trouvées.
Hypothèse de la collision synchrone alt=|vignette|368x368px|Carte simplifiée du système de collision Inde-Asie vers 59-56 Ma, où la collision entre deux continents vient de commencer, indiquant l'orientation des deux transects discutés ci-dessous. Modifié d'après Hu 2016. L'hypothèse de la collision synchrone limite l'âge de début de la collision à , date les plus anciennes turbidites formées sur la marge passive du continent indien, ce qui indique l'arrivée de matériaux en provenance de la marge continentale asiatique active. Les preuves géologiques fournies par les roches datant de moins de et déposées au sommet de la séquence de turbidites peuvent être utilisées comme indicateurs pour retracer l'évolution tectonique après le début de la collision. Les différentes preuves documentées le long des sections NE-SO et NO-SE de la zone de collision entre l'Inde et l'Asie se corroborent mutuellement, soutenant l'hypothèse d'une collision « ponctuelle ».
Changements de faciès (NE-SO) Les corrélations stratigraphiques du Paléocène à l'Éocène inférieur dans l'orientation NE-SO de l'Himalaya montrent que le changement d'environnement de dépôt est similaire dans le temps, sans discordance et seulement quelques dizaines de mètres de différences verticales. Cela suggère que l’ensemble de la marge continentale indienne est entrée en collision avec la marge continentale asiatique à peu près au même moment.
alt=|vignette|373x373px|Stratigraphie séquentielle le long du transect NE-SW, comme le montre la ligne pointillée verte sur la carte ci-dessus, modifiée d'après Hu (2016).
Modèles d'âge détritique du zircon (NO-SE) Un transect de bassins paléo-syncollisonaux () sur la marge continentale asiatique active, le point de collision et la marge continentale indienne passive est considéré. La géochronologie des zircons détritiques de ces bassins montre des pics du même âge à . Ceci suggère que l'origine des sédiments et le moment du remplissage du bassin le long de ce transect NO-SE sont les mêmes, excluant l'hypothèse d'un arc insulaire entre deux marges continentales et de plusieurs étapes de collision.
Soulèvement du plateau tibétain Évolution de la géomorphologie du Tibet alt=|vignette|390x390px|L'évolution de l'élévation du plateau tibétain au fil du temps. Le dégradé de couleurs illustre le moment estimé auquel la zone couverte a atteint son altitude actuelle (c'est-à-dire environ 4 à 5 km). Modifié d'après Mulch & Chamberlain (2006).