Lors de la fermeture d’un océan, la subduction d’une plaque océanique s’accompagne de la création de reliefs (arc volcanique, accumulation de sédiments marins déformés). Les continents qui le bordaient finissent par entrer en contact : un tel affrontement provoque la surrection d’une chaine de montagne dite de collision. Les Alpes et l’Himalaya par exemple ont une telle origine.

Peut-on retrouver dans ces chaines des traces de leur histoire ?

Il y a création de plancher océanique ou accrétion au niveau des dorsales. Le magma de composition basaltique provient de la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur. Ces magmas migrent vers la surface puis en se refroidissant plus ou moins rapidement, donnent naissance à des roches différentes toujours disposées de la même façon.  Dans la zone interne de l’arc alpin il existe des formations rocheuses à l’aspect de peau de serpent, auxquelles ils ont donnée nom d’ophiolite (ophis=serpent) constituées par la superposition de ces trois types de roches du haut vers le bas :

• Basaltes à ‘aspect en coussin ou pillow-lava, très caractéristiques
• Des gabbros roches grenues présentant de gros cristaux de pyroxène et de plagioclases
• Des péridotites très sombres avec des veinures vertes qui leur donnent un aspect particulier à l’origine du nom de serpentinite donné à ces roches.

Ces roches sont les vestiges de l’ancien plancher de l’océan alpin dont les lambeaux ont été portés en altitude lors de la collision continentale.

Une marge passive n’est pas le siège d’une sismicité et d’un volcanisme important à l’inverse d’une marge active type Pérou, Chili, Antilles, Japon…Elle se forme lors de la déchirure d’un continent par une dorsale naissante. La croute continentale est étirée, ce qui aboutit à la mise en place d’un rift continental : des failles normales encadrent un fossé central dit d’effondrement. Une invasion marine submerge le fossé et du plancher océanique commence à se former : un bassin océanique étroit (type mer rouge) s’installe. La mer étroite s’élargit devenant un océan. La bordure européenne occidentale actuelle est le vestige d’une des deux « lèvres » du rift continental qui a donné naissance à l’océan atlantique.

Les failles normales légèrement concaves vers le haut, dites failles listriques,  délimitent des blocs de croute d’une largeur moyenne de 15 km, qui basculent les uns par rapport aux autres suite à l’étirement de la zone : on parle de « blocs basculés ».

Ces blocs de croute fracturés sont recouverts de sédiments :

• Certains, les plus anciens, sont basculés avec les blocs qu’ils surmontent et ont une structure caractéristique en éventail ( orange sur le schéma suivant)

• Les plus récents, recouvrent l’ensemble et ne sont ni basculés ni affectés par les failles.( jaune sur le schéma suivant)

Ainsi l’âge des sédiments en éventail nous permet de connaître l’âge de l’ouverture océanique. Ces blocs basculés ont donné naissance à une série de bassins sédimentaires repérables dans la région de Bourg Oisans à proximité de Grenoble : les sédiments marins du Jurassique inférieur sont très irréguliers.

• Par endroits  l’épaisseur des strates peut atteindre plusieurs centaines de mètres (elles sont souvent alors formées de couches épaisses de marnes à ammonites)
• Quelques km plus loin l’épaisseur de ces même strates n’est plus que de quelques dizaines de mètres (elles sont alors riches en matériaux détritiques)

Les gabbros roches subissent avec le temps des transformations métamorphiques : ils deviennent des métagabbros.

Les premiers métagabbros du plancher océanique vieillissant sont des schistes verts qui renferment des chlorites (minéraux verts témoignant d’une importante hydratation).

 Lors du plongement de la litho océanique, les schistes verts sont transformés en schistes bleus dont les reflets bleutés sont dus à la présence d’une amphibole bleue : le glaucophane. Les schistes bleus entrainés d’avantage en profondeur sont transformés en éclogite : des grenats y apparaissent associés à un pyroxène vert, la jadéite. Le glaucophane, le grenat et la jadéite ne peuvent se former qua dans des conditions de température et de pression qui caractérisent les zones de subduction. Ils témoignent en outre d’une déshydratation intense subie par les métagabbros.

Les métagabbros sont fréquents dans la zone interne des Alpes ( massif du Queyras).  Leur répartition géographique révèle une zonation très nette du métamorphisme dans les alpes. D’ouest en est, l’intensité du métamorphisme est croissant :  on a un passage progressif de roches du type schiste vert à des schistes bleus, puis à des éclogites. C’est donc dans ce sens que c’est effectuées la subduction qui a provoqué la disparition de l’océan alpin. La plaque alpine a plongé sous une plaque orientale, la plaque adriatique.

Le terme ultime de la subduction est la collision des deux masses continentales qui bordaient l’océan disparu. Au début de la collision, les matériaux continentaux ne peuvent être entrainés dans la subduction car leur densité est plus faible que celle du manteau asthénosphérique dans laquelle la plaque plongeante s’enfonce.

La lithosphère continentale est alors contrainte de s’adapter à la compression tectonique

• En profondeur, où la température est importante, les roches se déforment de manière plastique et forment des plis
• Dans les zones superficielles, plus froides, les roches ont un comportement cassant et se fracturent en faille inverses.

La convergence se poursuivant, des nappes de charriage formées par des chevauchements de terrains plus anciens sur des terrains plus jeunes s’empilent sur de grandes épaisseurs. Il y a un raccourcissement et un épaississement de la lithosphère continentale (avec indices tectoniques de types plis, failles inverses, chevauchements).

L’autre conséquence de cette collision est la remontée de certains matériaux vers la surface et en altitude (métagabbros, ophiolites...). Sous la chaine de montagne la profondeur du MOHO peut atteindre plus de 50 km. (C’est la racine crustale).

Les données récentes de la tomographie sismique, en particulier sous l’Himalaya, montrent que, malgré sa faible densité, et contrairement à ce que pensaient les géologues jusqu’à une époque récente, la CC peut s’enfoncer profondément dans le manteau ( Sous l’Himalaya, la plaque continentale indienne s’enfonce à la verticale sur près de 1000 Km de profondeur) : c’est ce que l’on appelle la subduction continentale.

Lorsque toute la lithosphère océanique a été subduite (= domaine océanique disparu), une partie de la lithosphère continentale  constituant la marge passive peut elle aussi disparaître par subduction, entrainée, tractée par la lithosphère océanique plongeante (comme en témoignent les découvertes sur le terrain de morceaux de lithosphère continentale  métamorphisés). En revanche, la partie supérieure de la croûte continentale peut échapper à la subduction créant des écailles, appelées « nappes » qui s’empilent dans la zone de contact entre les 2 plaques. Cet affrontement des 2 lithosphères continentales  (des 2 marges passives) est appelé collision et a pour conséquence un raccourcissement mais un épaississement de la croute (avec indices tectoniques de types plis, failles inverses, chevauchements). L’autre conséquence de cette collision est la remontée de certains matériaux vers la surface et en altitude (métagabbros, ophiolites...)

                De cette collision il y a différents marqueurs :

— le relief et la racine crustale

— des plis, des failles et des nappes de charriage

                Il subsiste tout de même des marqueurs océaniques:

— différentes ophiolites

— des blocs basculés

— des sédiments de type marin

La subduction de la lithosphère océanique est la conséquence d’une modification de ses propriétés au cours du temps. La limite entre la lithosphère et l’asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux. Au niveau de la dorsale, la lithosphère nouvellement formées mince et chaude, « flotte » sur l’asthénosphère car elle est moins dense.  A mesure qu’elle vieillit, en s’éloignant de la dorsale, la litho océanique se refroidit et s’épaissit car l’isotherme 1300°C descend en profondeur. En effet, la limite entre lithosphère et asthénosphère dépend de l’état physique et donc de la température des matériaux.

Avec le temps la densité de la litho océanique finit par devenir supérieure à celle du manteau asthénosphérique. La plaque, un temps maintenue en surface par la lithosphère voisine jouant le rôle de flotteur, finit par sombrer dans le manteau à la faveur des mouvements tectoniques globaux de convergence des plaques.

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Fiche revision 1b chapitre 7 (449.71 Ko)