Convergence et collision continentale

Convergence


et collision continentale

Dans cet article nous vous expliquerons les caractéristiques d'une collision continentale visibles aussi bien à la surface qu'en profondeur ; les témoins d'un histoire océanique ; les témoins d'une subduction pré-collision ; et enfin les témoins d'une collision post-subduction. Nous prendrons comme fil conducteur l'exemple des Alpes...

Caractères structuraux des Alpes

Les observations dans la zone externe et interne

Dans le domaine externe, on observe des roches sédimentaires marines plissées, témoignage de déformations compressives subies après leur dépôt et se traduisant par un raccourcissement. Les failles inverses où le flanc chevauchant surmonte le flanc chevauché et les plis-failles témoignent, eux-aussi, d'un raccourcissement dû à une tectonique en compression. Enfin, il existe dans cette zone externe quelques nappes de charriage (à Digne par exemple), où des terrains, ayant subi un déplacement de quelques kilomètres, reposent en contact anormal sur des terrains restés en place. Souvent, ces nappes de charriage ont pour effet de superposer des terrains anciens à des terrains plus jeunes.

Faille inverse

On remarque des failles inverses et des rétro-chevauchements

La zone interne a subi plus de déformations et de bouleversements que la zone externe ; elle est constituée par un empilement de nappes de charriage comme dans la région du col du Lautaret

Les structures profondes de la croûte continentale alpine

Par l'intermédiaire de données sismiques, on peut avoir accès à la structure profonde de la chaîne. On constate que les chevauchements affectent l'ensemble de la croûte et que même des écailles de manteau lithosphérique sont coincées dans la croûte. Il en résulte que la croûte des Alpes, épaisse de 30km dans la zone externe, atteint une épaisseur de 50 à 60km dans la zone interne. On parle alors de racine crustale. Reliefs élevés et racine crustale sont deux aspects du raccourcissement et de l'épaississement de la croûte continentale.

Les témoins d'une histoire océanique

Les ophiolites

• Dans la zone interne affleurent à des altitudes élevées des massifs ophiolitiques, donc le plus connu est celui du Chenaillet à l'est de Briançon. On y voit des basaltes en coussins situés au-dessus de gabbros recouvrant eux-mêmes de la serpentinite ; cette dernière est une péridotite où l'olivine est transformée en un minéral hydroxylé, la serpentine. Cette structure est celle d'une croûte océanique et du manteau lithosphérique sur lequel elle repose. Les ophiolites du Chenaillet sont donc de la croûte océanique charriée sur de la croûte continentale. Elles montrent qu'à l'emplacement des Alpes, un océan a autrefois existé.

• Les lames minces du gabbro des ophiolites révèlent la présence de minéraux comme la chlorite ou des auréoles d'amphibole autour du pyroxène. Ce sont là les signes d'une croûte océanique ayant subi un métamorphisme hydrothermal au voisinnage d'une dorsale. En revanche, ces gabbros ne contiennent pas les minéraux marqueurs de la subduction. Cette croûte océanique a été charriée sans avoir subducté au préalable.

Les blocs basculés et leurs roches sédimentaires

Un océan provient toujours de la fracturation d'un continent. Les bordures des océans ou marges passives ont gardés les marques de cette extension à travers l'existence des blocs basculés. Dans la zone externe, à l'est de Grenoble, existent des structures typiques de blocs basculés.

Blocs basculés du Taillefer et de Rochail

Les témoins d'une subduction

On trouve dans la zone interne des marqueurs de cette subduction de l'océan alpin : ce sont par exemple les ophiolites du Mont-Viso. Le Mont-Viso est constitué de basaltes, où la structure en coussins est parfois visible, et de gabbros. Mais ces basaltes et ces gabbros sont métamorphisés et on y trouve les minéraux marqueurs du métamorphisme de haute pression et basse température des zones de subduction : grenat et jadéite.
Ces ophiolites sont de la croûte océanique, comme celle du Chenaillet, mais qui a subducté jusqu'à des profondeurs dépassant 50km. Par la suite, elle a été ramenée en surface et charriée sur la marge européenne. Dans le Queyras également, on trouve des métagabbros à galucophane qui représentent de la croûte océanique subduite puis ramenée en surface.
Ainsi la dorsale a cessé de fonctionner et une zone de subduction s'est initiée près de la marge africaine ; la lithosphère océanique a subducté sous la lithosphère continentale africaine. De passive la marge devient active.

La collision continentale post-subduction

Lorsque toute la lithosphère océanique a subducté, les deux lithosphères continentale entrent en contact. Dans le cas de l'océan alpin, la marge européenne a commencé par subducter sous la marge africaine. Mais la lithosphère continentale est moins dense que la lithosphère océanique, et il y a eu un blocage de la subduction. La lithosphère continentale s'est alors débitée en écailles avec le transport des premières "écailles" formées sur les suivantes. Il en résulte les nappes de charriage caractéristiques de la zone interne. Au cours de ce processus, les failles normales de la marge européenne fonctionnent comme des failles inverses initiant les chevauchements. Par des mécanismes encore mal élucidés, de la lithosphère océanique subduite est ramenée en surface, écaillée elle aussi, et forme des nappes comme celle du Mont-Viso.

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