Dorsale

Collision

Subduction

La fragmentation d’un continent à l’origine d’un nouvel océan est observable actuellement en Afrique de l’Est. Les rifts continentaux de cette région du globe présentent des caractéristiques qui témoignent d’une déchirure de la lithosphère continentale.

La partie axiale d’un rift continental est structurée par de nombreuses failles normales parallèles qui délimitent un fossé d’effondrement en marches d’escalier. Cela révèle une zone de divergence, provoquant l’étirement et l’amincissement de la lithosphère continentale. Ces failles normales sont particulières ; elles ont un profil légèrement courbe qui découpe la lithosphère en blocs ayant tendance à basculer.

Dans le fossé d’effondrement se forment des roches sédimentaires typiquement continentales : 

– des roches détritiques issues de l’érosion des flancs du rift (conglomérats) ; 

– des évaporites, roches issues de la précipitation chimique de sels minéraux lors de l’évaporation des eaux de ruissellement et d’infiltration (gypse, sel).

L’amincissement de la lithosphère s’accompagne d’une remontée de l’asthénosphère à l’origine d’un soulèvement des bords du rift et du magmatisme qui marque sa zone axiale. Le magma remonte le long des failles et produit des roches volcaniques.

De nombreux séismes superficiels sont la conséquence à la fois des mouvements le long des failles normales et de la déformation des chambres magmatiques.

 Si l’étirement et l’amincissement de la croûte continentale se poursuivent, celle-ci finit par se rompre. Dans la déchirure se forme alors une nouvelle dorsale océanique. Le nouveau plancher océanique en expansion éloigne peu à peu les deux moitiés de l’ancien rift continental. Chaque demi-rift continental constitue alors une zone de transition entre domaine océanique et domaine continental au sein d’une même plaque lithosphérique. Devenues presque inactives du point de vue sismique et magmatique, ces marges continentales sont qualifiées de marges passives.

L’étude de la marge passive d’un domaine océanique actuel (golfe du Lion en Méditerranée par exemple) confirme ce modèle. La sismique réflexion dévoile en effet des structures en blocs basculés le long de failles normales courbes, correspondant à la moitié d’un rift continental. On y retrouve des sédiments syn-rifts, contemporains de la formation du rift continental (sédiments continentaux, évaporites), piégés dans les bassins liés à l’effondrement des blocs, et des sédiments post-rifts caractéristiques des fonds océaniques (argilites) venant recouvrir l’ensemble.

Les ophiolites sont des fragments de la lithosphère océanique observables à la surface d’un continent. Elles forment en général des assemblages ordonnés de roches lithosphériques : à la base, se trouvent des péridotites du manteau. Elles sont surmontées par des gabbros, puis des basaltes, présentant au sommet un aspect de laves en coussins comparable aux pillow-lavas visibles dans l’axe des dorsales océaniques. Ce complexe rocheux peut être surmonté de sédiments océaniques.

Les roches des ophiolites présentent un métamorphisme lié à l’hydrothermalisme de dorsale (refroidissement et hydratation). Ainsi, les péridotites sont serpentinisées (présence d’un minéral typique, la serpentine, minéral issu de l’olivine composé d’H2O) et les gabbros présentent un faciès amphibolites (présence de l’amphibole hornblende) ou un faciès schistes verts (présence de chlorite et d’actinote).

Les ophiolites sont donc interprétées comme des fragments d’un ancien océan, aujourd’hui refermé. Ces morceaux de lithosphère océanique ont été « coincés » entre les deux continents en convergence. Elles forment donc une zone de suture entre les blocs continentaux, véritable cicatrice témoignant de la collision de deux plaques lithosphériques.

Certaines ophiolites, comme celles de Bou Azzer au Maroc ou du Chenaillet dans les Alpes, sont les restes d’une lithosphère océanique qui a été charriée sur la lithosphère continentale avant la collision, échappant ainsi à la subduction : on parle alors d’obduction. Le charriage est rendu possible par la présence d’une couche “savon” constituée essentiellement de gypse et de cargneule. 

Les ophiolites du Queyras dans les Alpes sont des fragments de la lithosphère océanique ayant subi la subduction, qui ont pu être exhumés lors de la collision continentale. 

Dans ce cas, les roches du complexe ophiolitique ont subi lors de la subduction une forte augmentation de pression ainsi qu’une faible augmentation de température (HP BT). 

Dans les métagabbros se sont alors formés des minéraux caractéristiques du faciès schistes bleus (glaucophane) ou éclogites (grenat).

Alors que l’âge de la lithosphère océanique ne dépasse pas 200 Ma, les roches affleurant à la surface des continents présentent des âges variés pouvant atteindre plus de 4 milliards d’années (Ga). Les roches les plus anciennes, datées par radiochronologie, sont des roches de la ceinture Nuvvuagittuq au Canada. Leur âge, 4,28 Ga, approche celui de la Terre (4,55 Ga).

Ces âges considérables s’expliquent par la faible densité de la lithosphère continentale, qui demeure principalement en surface malgré les nombreuses déformations qu’elle subit.

Les chaînes de montagnes sont réparties sur Terre selon des alignements très vastes : les ceintures orogéniques. Elles sont constituées de roches de nature et d’âge variés : 

• Les chaînes de montagnes récentes comme les Alpes ou les Pyrénées (orogenèse alpine : 35 Ma) comportent un relief prononcé et de nombreux sédiments qui conservent les traces de la collision (failles inverses, plis, chevauchements ...).
• Les chaînes de montagnes anciennes comme le Massif Central, le Massif Armoricain (orogenèse hercynienne = Varisque) présentent un relief plus faible et des roches de forte profondeur (granites) pouvant se retrouver en surface dû aux mouvements des plaques tectoniques.

L’orogenèse est la formation de chaînes de montagnes résultant de la convergence de plaques lithosphériques. 

La plupart des chaînes se forment lors de la collision entre deux masses continentales. Cependant, certaines chaînes comme la cordillère des Andes peuvent résulter de déformations de la croûte continentale au niveau d’une zone de subduction océanique.

Les chaînes de montagnes formées au cours d’une même orogenèse dessinent un alignement appelé ceinture orogénique. Par exemple, la ceinture alpine comprend les Alpes, mais aussi l’Atlas, les Balkans, le Caucase et l’Himalaya. Cet ensemble de chaînes s’est formé au cours de l’ère Tertiaire (depuis –65 Ma) suite à la fermeture d’un vaste océan aujourd’hui disparu : la Téthys.

Les ceintures orogéniques récentes, comme la ceinture alpine, sont facilement visibles en surface par leurs reliefs très marqués. Mais il est possible de reconstituer les ceintures orogéniques anciennes, malgré l’érosion de leurs reliefs, grâce à certains indices géologiques : présence en surface de roches métamorphiques issues des déformations liées aux forces de compression, de roches magmatiques mises en place dans les profondeurs de la chaîne de montagnes, puis exhumées par l’érosion, présence de failles inverses, de chevauchements, de pli, de nappes.

À l’échelle mondiale, la reconstitution des ceintures orogéniques anciennes permet d’établir une chronologie des cycles orogéniques subis par les continents depuis plusieurs milliards d’années. Un cycle orogénique correspond à l’ensemble des mécanismes de formation, puis de disparition d’une chaîne de montagnes (érosion).

En France, les deux principales orogenèses repérables sur la carte géologique sont l’orogenèse alpine (ère Tertiaire) visible dans les Alpes et les Pyrénées et l’orogenèse hercynienne (fin de l’ère Primaire) surtout visible dans le Massif central, le Massif armoricain et les Vosges. Des traces d’orogenèses encore plus âgées sont décelables dans les massifs anciens.

Le déplacement des plaques à la surface du globe modifie la paléogéographie de la planète. Il se traduit par une alternance cyclique de phases de fracturation de supercontinent, qui créent de nouveaux océans, et de phases de disparition de lithosphère océanique, à l’origine de collisions et chaînes de montagnes (ou ceintures orogéniques). On parle de cycles orogéniques ou cycles de Wilson.