Sur plus de 2000 km. le long de la chaîne Himalayenne, le Cristallin du Haut Himalaya (HHC) est séparé de l'Himalaya Téthysien (TH) par un accident tectonique majeur: le système de détachement de l'Himalaya central (CHDS). Même si à grande échelle le contraste métamorphique entre le HHC et le TH peut paraître brutal, la transition entre ces deux ensembles se fait en réalité de manière progressive. Le HHC représente en effet l'équivalent métamorphique des sédiments de la base du TH et en aucun cas un vieux socle métamorphique sur lequel se seraient déposés les sédiments formant le TH (relation socle-couverture).

Dans la région du Zanskar (Himalaya du Nord-Ouest), la Zone de Cisaillement du Zanskar (ZSZ) représente un segment du CHDS d'une longueur de 150 km. (Fig.1). C'est au sein de cette zone de cisaillement, d'une épaisseur de un kilomètre (Fig. 2 & Fig. 3), que l'on observe le passage extrêmement rapide mais néanmoins progressif entre les sédiments faiblement métamorphiques du TH et les roches hautement métamorphiques du HHC. Il n'y a donc pas à proprement parler de saut du métamorphisme entre ces deux ensembles. La zonation métamorphique qui caractérise la transition entre le TH et le HHC est marquée par l'apparition successive des minéraux index de la séquence pélitique (chlorite-> biotite-> grenat-> staurolite-> disthène) typique d'un métamorphisme Barrovien (métamorphisme orogénique). On voit donc que contrairement à la base de la nappe cristalline, où la zonation métamorphique Barrovienne est inversée, le haut du HHC, du moins au Zanskar, est caractérisé par une zonation métamorphique Barrovienne normale mais extrêmement condensée (Fig. 3, Fig. 4, Fig. 8). Ce métamorphisme Barrovien correspond au métamorphisme M1 pré-MCT d'âge Eocène-Oligocène (Fig. 5). et est lié à un épaississement crustal dû au charriage des nappes vers les sud-ouest (nappe de Nymaling-Tsarap de Steck et al 1993). On trouve également au sein de la ZSZ des critères de cisaillement à vergence SO ce qui semble indiquer que cette structure ait initialement joué le rôle de plan de chevauchement basal ductile durant la phase M1 de mise en place des nappes.

Un deuxième épisode métamorphique M2 d' âge Oligocène- Miocène se superpose à M1 (Fig. 5). Ce métamorphisme M2 est particulièrement bien développé au sommet du HHC du SE Zanskar où une suite métamorphique (Disthène-> Sillimanite-> Cordierite-> Andalusite-> Margarite) nous indique qu'au sommet du HHC, l'épisode M2 correspond à un métamorphisme de décompression ~isothermal.  Ce métamorphisme de décompression est lié a des structures d'extension à vergence nord-est qui montrent que la ZSZ a rejoué comme zone de cisaillement extensive durant cette période. (Fig. 9). Les données pétrographiques et structurales nous indiquent donc que la ZSZ et par extension le CHDS à joué dans une première phase comme structure de chevauchement associée à un métamorphisme prograde Barrovien puis dans une deuxième phase le sens de mouvement de cette structure c'est inversé en faille normal (extension) associé à un métamorphisme de décompression.

Un modèle analogique (Fig. 10) qui pourrait partiellement expliquer ce phénomène à été développé par Chemenda et al. (1995). Ces auteurs ont simulé une collision continent-continent en ayant recours à des couches de composés d'hydrocarbone ayant des propriétés physiques comparables à celles de la lithosphère. On peut constater que l'image que l'on obtient par ce modèle semble remarquablement bien s'adapter à ce que l'on observe pour l'Himalaya.

Un tel modèle implique cependant les points suivants:
 

1. que la ZSZ (tout comme le MCT) a accommodé des taux de cisaillement de l'ordre de plusieurs dizaines de kilomètres.
   
   
2. que l'on trouve en surface des roches attestant d'un enfouissement important
   
   
3. que les mouvements extensifs le long de la ZSZ soient contemporains du chevauchement le long du MCT.

Pour calculer le taux de cisaillement extensif accommodé par la ZSZ nous avons fait recours à la géothermobarometrie (Fig. 11). Cette méthode permet dans un cas idéal de déterminer la profondeur d'équilibration de roches au moment du pic du métamorphisme prograde. Une série d'échantillons a été sélectionnée au sein de chaque zone métamorphique Barrovienne le long d'un profil à travers la ZSZ (points B-F des figures 2 et Fig. 3). On constate que les valeurs P-T des échantillons de chaque zone métamorphique tombent dans leur champ de stabilité respectif (Fig. 11). Ceci tend à prouver que les valeurs obtenues correspondent bien au pic du métamorphisme atteint par chacun de ces échantillons et qu'ils n'ont pas subi de réequilibrations postérieures. Les pressions obtenues nous permettent donc de déduire que les échantillons B2 (zone à Grenat) et D2 (zone à Kyanite) actuellement séparés d'une distance horizontale de ~1km.  étaient au moment du pic du métamorphisme séparés par une distance verticale de 12 km (Fig. 13).  Un modèle trigonométrique simple (Fig. 14) peut être invoqué pour expliquer comment des points séparés par une distance verticale importante peuvent se regrouper à peu de distance sur une ligne horizontale. Dans ce modèle qui ne tient compte que de la composante en cisaillement simple on constate qu'un cisaillement d'au moins 35 km est nécessaire le long de la ZSZ pour ramener sur une même horizontale deux échantillons initialement séparés d'une distance verticale de 12 km. pour un angle de plongement actuel mesuré de 20°. Cette valeur de 35 km. qui en elle même est déjà considérable n'est cependant qu'une valeur minimale pour les raisons suivantes:
 

• la zone de cisaillement ne s'arrête pas à la zone à grenat mais englobe également la zone à biotite pour laquelle les assemblages minéraux ne permettent pas d'obtenir de valeurs barométriques. On peut cependant tenter d'estimer la distance verticale initiale entre cette zone et la zone à kyanite à 15 - 20 km.
  
  
• Pour les échantillons E1 et E2 de la zone à migmatite les profondeurs d'équilibrations calculées sont de l'ordre de 45 km. La distance verticale initiale entre la zone à migmatites et la zone à grenat est donc de 23 km. Comme E1 et E2 se trouvent actuellement à la même altitude que B2 (zone à grenat), il est fort probable que les mouvements cisaillants de la ZSZ aient aussi affecté cette zone. Les arguments structuraux permettant d'établir clairement l'extension de la ZSZ en direction de la zone à migmatite sont hélas oblitéré par la présence de leucogranites.
  
  
• L'angle de plongement de 20° que nous avons utilisé pour calculer les 35 km de rejet correspond à l'angle actuel de cette structure. Il est cependant plus que raisonnable d'admettre que cette angle était plus faible lorsque la ZSZ était active. On observe effectivement un phénomène tardif de "doming" du HHC au Zanskar qui aurait eu comme effet d'augmenter le plongement de la ZSZ. Les valeurs de plongement du CHDS mesurées dans d'autres parties de l'Himalaya varient entre 5-10° et des données sismiques révèlent un plongement de ~12° pour cette structure.

De ces considérations découle aussi de manière fort logique que l'on trouve bel et bien en surface des roches attestant d'un enfouissement important comme le montrent les échantillons de la zone à migmatite avec leur 45 km. de profondeur d'équilibration enregistrés lors du pic du métamorphisme prograde.

Pour répondre à la troisième question que soulève le modèle de Chemenda, nous avons eu recours aux datations radiomètriques. L'âge et la durée des mouvements d'extension le long de la ZSZ peuvent en effet être contraint par les intrusions de leucogranite auxquelles cette structure est associée. Les observations de terrain ainsi que pétrographiques nous montrent que c'est la fusion partielle des roches de la zone à migmatites qui a engendré les magmas leucogranitiques qui ont intrudé dans les séries supérieures (fig. 3). D'après les données thermobaromètriques nous constatons que les conditions PT atteintes dans la zone migmatitiques lors du pic du métamorphisme Barrovien prograde étaient amplement suffisantes pour provoquer la fusion sèche (fig. 11).
Comme le métamorphisme prograde est lié à l'enfouissement de ces roches, il semble donc logique que la fusion partielle ait commencé avant que celles ci ne soient exhumées et donc avant que la ZSZ ne fonctionne comme faille normale. Dater les plutons granitiques doit ainsi nous permettre de donner un âge maximum au début de l'extension. La méthode de datation applicable dans ce contexte qui donne les âges les plus proches de la température de cristallisation du granite est la méthode U/Pb sur monazite (Temp. de fermeture ~710°C). La figure 15 nous montre que les âges ainsi obtenus tombent à 22,2 Ma (analyses F.Bussy). Nous considérons donc cet âge comme l'âge maximal pour le début de l'extension. Sur la figure 12 on constate que une fois que les mouvements d'extension s'amorcent, les roches de la zone à migmatite vont subir une décompression ~isothermale et donc rester un certain temps dans le champ de fusion sèche. Ceci va se traduire par le fait que du matériel leucogranitique doit être produit probablement en continu durant toute la durée du cisaillement ductile le long de la ZSZ.

Les relations structurales entre les filons qui intrudent la base de la ZSZ viennent confirmer cette hypothèse. En effet, alors que les dykes de leucogranite anté à syn extension qui intrudent la ZSZ sont fortement réorientés dans le sens de la déformation, quelques dykes tardifs traversent cette zone sans avoir subi de déformation. Ces derniers sont donc clairement postérieurs aux mouvements cisaillants d'extension. Plusieurs datations Ar/Ar ont été entreprises tant sur les dykes déformés que non déformés et on constate un âge systématiquement plus élevé des premiers par rapport aux deuxièmes, ce qui n'est pas vraiment une surprise mais est néanmoins rassurant. Plus intéressant est le fait que l'âge maximum des filons non déformés (fig. 16, sample Z7) nous donne l'âge minimum pour l'arrêt des mouvements d'extension le long de la ZSZ, qui est donc de 19,8 Ma.

L'âge des mouvements d'extension de la ZSZ est donc contraint à une durée maximale de 2,4 Ma entre 22,2 Ma et 19,8 Ma.  Puisque les mouvements chevauchant le long du MCT ont été datés aux alentours de 23 Ma (Frank et al., 1977; Hubbard and Harrison, 1989; Harrison et al., 1995; Hodges et al., 1996), la contemporanéité de ces deux structures semble ainsi bien établie.

Les données que nous avons récoltées nous permettent également de calculer un  taux de refroidissement de 155°C/Ma pour un échantillon de leucogranite dont nous avons daté à la fois les monazites et les muscovites. (Fig. 18). Un taux de refroidissement de 95°C/Ma a été obtenu grâce aux données Rb/Sr sur biotite et monazite de Ferrera et al. 1992 pour un échantillon de la même intrusion. Ceci nous permet de déduire la courbe de refroidissement du sommet du HHC au Zanskar pour des températures entre 710°C et 340°C.

En conclusion ce travail apporte un certain nombre de données nouvelles qui semblent toutes consistante les unes par rapport aux autres, ainsi les taux de refroidissement rapides du sommet du HHC s'accommodent bien avec une décompression isothermale et des taux de cisaillement élevés. Ces données devraient donc pouvoir permettre de mieux contraindre les modèles analogiques ou digitaux qui font rage ces dernières années.