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Sommaire
- Introduction et problématiques
- Les témoins d’une ancienne lithosphère océanique
- Les témoins de la subduction anté-collision
- Les marqueurs de la collision
- Les marqueurs de la collision
- Bilan
Introduction et problématiques
La subduction conduit à une disparition d’une portion de la lithosphère océanique et donc à la disparition d’une mer. Les continents qui bordent cet océan peuvent alors rentré en collision, ce qui provoque la surrection d’une chaîne de montagne. On pense aujourd’hui que les alpes franco-italiennes sont issues d’un tel phénomène à la suite de la disparition de l’océan alpin.
Pb : Quels sont les marqueurs qui témoignent, dans les Alpes, de l’ouverture d’un océan et de sa fermeture ?
Les témoins d’une ancienne lithosphère océanique
La présence d’anciennes marges passives
On observe de la zone externe des Alpes, des structures en blocs basculés limitées par des failles normales. Ces structures correspondent à la formation d’une marge passive c'est-à-dire à la « cicatrice » laissée par l’ouverture progressive d’un rift au sein d’un continent. Les failles normales témoignent donc d’un épisode d’extension qui a eu pour conséquence d’amincir progressivement la croûte continentale jusqu’à la naissance d’un rift continental.
La fracturation de la croûte et la distension associées ont entraîné un phénomène de subsidence (approfondissement progressif), ce qui a permis la formation d’un bassin sédimentaire, progressivement envahit par la mer et devenant de plus en plus profond. Ainsi on observe au niveau de certains blocs basculés des sédiments dont l’âge et la disposition permettent de retracer l’histoire de l’océan alpin.
Ainsi les sédiments en éventail dit syn-rift date du Jurassique inférieur et moyen. Ils reposent sur les sédiments anté-rift du Trias qui ont basculés comme le socle le long des mêmes failles normales. Par-dessus, repose en discordance (angle que forme les couches, différent de l’angle des couches en dessous), les sédiments post-rift qui datent du Jurassique supérieur et du Crétacé et qui ne sont pas affectés par les failles. Ceci permet de dater l’épisode de « rifting » c'est-à-dire d’ouverture de l’océan alpin au début du Jurassique soit il y 200 MA.
La présence des roches caractéristiques d’une lithosphère océanique
Dans la zone médiane des Alpes, on observe, dans le Chenaillet par exemple, un affleurement de roches appelés « complexe ophiolitique ». Il est constitué par la succession de trois types de roches qui signent une lithosphère océanique. En surface, des basaltes en coussin (pillow-lavas) qui sont des roches volcaniques constituant le sommet de la croûte océanique, puis des gabbros (roches plutoniques) constituant le soubassement de la croûte océanique, enfin des péridotites (roches constitutives du manteau supérieur). L’âge des ophiolites alpines est variable et se situe entre – 150 et – 80 millions d’années. Cette association de roches est très inhabituelle au sein d’une croûte continentale. Elles constituent un vestige de l’ancienne lithosphère océanique qui a été portée à plusieurs milliers de mettre d’altitude par un phénomène de charriage.
Remarque :
Les roches ont subi des modifications qui attestent d’un métamorphisme hydrothermal lié au refroidissement de la lithosphère en présence d’eau : Exemples de modifications : auréoles de hornblende, pyroxènes, apparition de certains minéraux verts (chlorite), péridotites serpentinisées…
En revanche, les roches sont peu déformées, ce qui signe qu’elles sont restées à la surface de la lithosphère et qu’elles ont « échappées » à la subduction. On dit qu’elles sont obduites.
Les témoins de la subduction anté-collision
Des minéraux caractéristiques d’une zone de subduction
Les gabbros sont fréquents dans la zone interne des Alpes et la plupart d’entre eux sont métamorphisés. Ils présentent des minéraux caractéristiques de zones de HP/BT. Ainsi les metagabbros du Queyras renferment des minéraux du faciès des Schistes Bleus (glaucophane). Ceux du Mont Viso renferment du grenat et de la jadéite, minéraux caractéristiques du faciès des Eclogites. Ces minéraux témoignent d’une subduction à plus ou moins grande profondeur (30 à 50 Km pour les Schistes Bleus et 50 à 90 Km pour le faciès Eclogite.)
La répartition des roches métamorphiques
D’Ouest en Est, on assiste à un passage progressif de roches de type Schistes Verts à des Schistes Bleus puis Eclogite. L’intensité du métamorphisme est donc croissant d’Ouest en Est, ce qui signifie que les roches ont subi d’abord un métamorphisme hydrothermal puis des pressions de plus en plus élevées. C’est dans cette direction que s’est effectuée la subduction qui a provoquée la disparition de l’océan alpin. La plaque alpine a plongé sous une plaque occidentale appelée plaque Adriatique.
Les marqueurs de la collision
Des marqueurs de la collision
Lors de la phase compressive, les séries sédimentaires se plissent (déformations souples qui enregistrent le raccourcissement de la couverture sédimentaire). Les roches peuvent aussi se fracturer au niveau de failles inverses.
Le compartiment supérieur à la faille chevauche alors le compartiment inférieur. Ces failles traduisent un raccourcissement. Le chevauchement peut être de grande envergure et se produit lorsque des roches sont déplacées sur plusieurs kilomètres et viennent recouvrir d’autres séries sédimentaires à la faveur d’un continent subhorizontal. On observe alors des contacts anormaux des séries sédimentaires anciennes pouvant recouvrir des séries plus récentes. Dans les cas extrême, les terrains peuvent être déplacés sur plusieurs kilomètres. On parle alors de charriage. Ceci traduit aussi un raccourcissement. Les données sismiques permettent de préciser que les fractures observées en surface concernent l’ensemble de la lithosphère et que le socle présente des chevauchements similaires que ceux observés en surface.
Des marqueurs morphologiques
Une chaîne de collision comme celle des Alpes est caractérisée par des reliefs élevés qui atteignent environ 4000 mètres. Ils sont orientés la plupart du temps parallèlement à l’axe de la chaîne. Ces reliefs élevés sont dus à des contraintes compressives qui ont entraînées un raccourcissement et des chevauchements de grandes envergures. L’empilement des écailles, se chevauchant les unes par rapport aux autres, est à l’origine d’un épaississement crustal qui se manifeste en surface mais aussi en profondeur puisque les données sismiques montrent que le MOHO plonge de l’extérieur vers l’intérieur de la chaîne où il atteint 60 km de profondeur à l’aplomb des plus hauts massifs.
Les marqueurs de la collision
L’ensemble de ces marqueurs montre que la chaîne des Alpes correspond à une frontière de convergence marquée par un raccourcissement de l’ordre de 3 à 4 fois la longueur initiale des Alpes. En surface comme en profondeur, la réponse de la lithosphère à la convergence qui pousse deux plaques à s’affronter est un raccourcissement et un épaississement. Les reliefs ainsi créés en sont la conséquence. Ce mécanisme est qualifié d’orogenèse.
Dès leur formation, les reliefs sont soumis à une altération (modification chimique) et une érosion (modification mécanique) intenses. En plusieurs dizaines de milliers d’années, la chaîne est alors réduite à l’état pénéplaine (presque comme une plaine). La croûte continentale flottante sur l’asthénosphère et l’allégement qui s’en suit, entraîne une remontée progressive de la racine (poussée d’Archimède). On parle alors de réajustement isostatique. C’est ainsi que les roches formées en profondeur sont ramenées vers la surface. Ce processus permet un retour progressif à une épaisseur normal de la croûte continentale.
Lors de la remontée, certaine portion de la croûte continentale subissent une décompression à l’origine de la formation de magmas. Ils donneront des roches plutoniques comme les granites. Ce sont eux, par exemple, qui affleurent de nos jours dans le massif Armoricain.
Bilan
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