CHAP.II: La collision continentale Introduction : un peu d`histoire La

CHAP.II: La collision continentale
Introduction : un peu d'histoire
La collision continentale est l'étape finale d'une fermeture océanique consécutive à la convergence de 2 plaques
lithosphériques. Elle est donc le prolongement ultime d'une subduction et aboutit à l'affrontement de 2 plaques
lithosphériques continentales au niveau de leurs marges passives. Entraînée par le mouvement de la plaque
océanique subduite, l'une d'elles est "tirée" sous une plaque continentale chevauchante. L'égale densité de ces deux
plaques va bloquer la subduction : la convergence sera donc amortie par un raccourcissement et un épaississement
de la lithosphère continentale.
Cf annexe 1 : Grandes étapes de l’évolution d’un océan
I-
Les marqueurs d'une chaîne de collision continentale.
A- Marqueurs topographiques, sismiques et tectoniques de l'épaississement crustal.
1- Marqueurs tectoniques: un style en compression.
La collision entre deux continents crée des structures tectoniques caractérisant les zones de raccourcissement:
des plis et des failles inverses.
a. Failles inverses et plis: cf. cours datation relative + annexe 2 structures tectoniques en compression
b. Chevauchements et nappes de charriage: cf. annexe 2
Les failles inverses peuvent transporter sur des centaines de kilomètres des portions de croûte ou de
lithosphère de grande taille: on parle de chevauchements, voire de nappes de charriage, lorsque le déplacement est de l'ordre de plusieurs dizaines de kilomètres. De tels phénomènes peuvent conduire à des contacts
anormaux (superpositions de terrains anciens sur des plus jeunes : principe de superposition non applicable)
particulièrement bien observables au niveau des fenêtres (ouverture dans l’élément chevauchant) et des klippes
(vestiges de l’élément chevauchant).
2- Marqueurs topographiques et sismiques.
a. En surface, des reliefs importants: indice géomorphologique (cf. Carte simplifiée des principales unités
structurales des Alpes)
Chaîne arquée d’environ 1000 km de long sur 100 à 500 km de large et de 2500 à 3000 m d’altitude en moyenne ;
formée de reliefs d’origine sédimentaire dans sa partie la plus externe et occidentale (sédiments secondaires),
d’origine sédimentaire et crustale (voire mantellique) dans sa partie la plus interne.
b. En profondeur, une racine crustale: indice sismique (cf. profil ECORS : annexe 3 : marqueurs
topographiques et sismiques + annexe 3’)
En profondeur, la chaîne est en fait constituée par un empilement d'écailles crustales et/ou lithsphériques
limitées par de grandes failles s'enracinant profondément jusqu'à 55 km de profondeur. Cet empilement est orienté
E/W, les écailles les plus orientales chevauchant les plus occidentales, et forme une structure tectonique analogue au
prisme d'accrétion sédimentaire des zone de subduction mais d'une ampleur beaucoup plus importante car
impliquant la croûte sous-jacente en plus de sa couverture sédimentaire.
Remarque: Les 2 plaques qui s'affrontent sont séparées par un immense accident tectonique appelé Front de
Chevauchement Pennique (FCP) qui montre clairement la plongée de la plaque européenne sous la plaque apuloafricaine (orientation de la plongée W-NW→ E-SE)
c. Bilan:
Cet empilement d'écailles crustales a pour conséquence un important épaississement lithosphérique provoquant
un enfoncement anormal du Moho jusqu'à une profondeur maximale de 55 km, formant une racine crustale et des
reliefs en surface: on peut donc considérer les chaînes de montagnes en collision comme l'expression d'un énorme
prisme d'accrétion, n'affectant pas seulement la couverture sédimentaire de la croûte (comme dans les ZDS) mais
aussi la croûte sous-jacente elle-même: c'est un prisme d'accrétion de collision.
B- Des unités structurales bien individualisées et orientées
(cf. carte + annexe 4)
Les Alpes franco-italiennes forment un ensemble constitué de 3 grandes unités géologiques qui se succèdent d'W
en E et qui sont séparées par de grands accidents tectoniques s'enracinant jusqu'au MOHO.
1- Zone externe: à l'W
Elle est constituée de 2 unités bien distinctes:
a. zone dauphinoise:
Zone la plus occidentale de la chaîne montagneuse, elle exprime une épaisse couverture sédimentaire mésozoïque
(T< à K>) et cénozoïque (jusqu'à l'E) reposant sur une croûte continentale d'âge primaire.
b. zone briançonnaise:
Zone intermédiaire de la chaîne montagneuse, elle exprime une couverture sédimentaire moins épaisse mais
toujours mésozoïque (T< à K>) et cénozoïque (jusqu'à l'E) reposant encore sur une croûte continentale d'âge
primaire.
2- Zone interne ou liguropiémontaise: à l'E
Zone la plus interne de la chaîne, elle exprime une couverture sédimentaire mésozoïque épaisse (J< à K>)
reposant sur une croûte océanique datée du J<: elle est donc beaucoup plus jeune que les unités externes de la
chaîne.
II-
Indices témoignant de l'histoire d'un océan alpin.
A- Marqueurs géologiques de l'existence d'un océan mésozoïque:
1- Les sédiments mésozoïques marins: cf annexe 4 + schéma tableau
a. Signification des variations latérales des faciès sédimentaires:
Les sédiments des Alpes permettent de retracer l'histoire de l'ouverture de l'océan Alpin. Au Trias, toute la
région apparaît comme une plaine côtière, ou comme une région faiblement immergée. Au Jurassique, cepen dant,
la paléogéographie est modifiée. D'ouest en est, leur nature change radicalement. On observe des dépôts de plateforme continentale à l'Ouest, puis des sédiments de talus continental, et des sédiments de plancher océanique, à
l'Est. Ces sédiments sont datés du Jurassique au Crétacé.
b. Signification des variations verticales des faciès sédimentaires:
La superposition de sédiments de nature variable au sein d’une même unité témoigne d’un approfondissement plus
ou moins rapide du domaine océanique alpin au cour du temps. Cet approfondissement s’interrompt au crétacé
inférieur et marque la fin de l’expansion océanique.
2- Les ophiolites: une CO fossile.
a. Structure des ophiolites: cf. annexe 5
Dans la partie interne des alpes (zone liguro-piémontaise), on observe des complexes de roches ophiolitiques
formant une suture ophiolitique qui indique l’existence d’un ancien océan. Ces roches sont des serpentinites
(péridotites hydratées), métagabbros et « basaltes » en coussins. Cette association est typique des croûtes
océaniques actuelles. Elles sont surmontées de sédiments indiquant un milieu marin ouvert et profond.
b. Signification de leur présence à 2000/3000 m d'altitude:
Les ophiolites représentent donc les restes d'une ancienne croûte océanique, datée du Jurassique
inférieur.
Elles ont donc été remontées en surface par la collision.
3- Une marge passive fossile: cf.annexe 6
a. Structures observables:
Dans les alpes franco-italiennes, on observe dans les massifs cristallins externes (ex : massifs de Belledonne et
du Taillefer) des structures en blocs basculés, limitées par des failles inverses pendant vers l'Est. Elles recoupent
des sédiments triasiques anté-rift, et limitent des grabbens remplis par sédiments syn-rift du Jurassique inférieur.
Ces structures sont recouvertes de sédiments post-rift du Jurasssique supérieur.
b. Signification:
Elles témoignent d’une phase de rifting (contexte distensif) débutée au jurassique inférieur et ayant abouti à la
formation de marges passives pendant tout le Jurassique.
B- Marqueurs géologiques de l'existence d'une ZDS:
1- Les faciès métamorphiques alpins:(cf. annexe 7)
Les roches de la lithosphère océanique alpine présentes dans la suture ophiolitique sont souvent des associations
minéralogiques néoformées : ce sont des métagabbros et des serpentinites qui résultent d’une modification
des conditions de pression et/ou de température de la roche initiale.
a- les faciès du Chenaillet (faciès schiste vert)
Ces roches, où l’épidote et la chlorite sont apparues, sont des gabbros dont la minéralogie a été transformée par
des réactions métamorphiques entre minéraux induites par diminution de température. Ces minéralogies de basse
pression (BT à MT/BP) résultent d’une hydratation de la croûte océanique par des circulations hydrothermales.
b- les faciès du Mont Viso (faciès schiste bleu à éclogite) cf TP
Ces roches, où le glaucophane (amphibole bleue de moyenne pression) est apparu, sont des gabbros dont la
minéralogie a été transformée par des réactions métamorphiques entre minéraux induites par l'augmentation de
pression. Ces minéralogies de moyenne (MP) pression ont été préservées lors du retour des roches à la surface. De
telles conditions n'existent que dans les zones de subduction.
D’autre part la présence d’éclogites dans les parties plus orientales du massif démontre que la plaque plongeante a
été portée à de très grandes profondeurs (présence de coésite: minéral marqueur de très haute pression).
Enfin, certaines éclogites présentent des grenats entourés d’auréole réactionnelle de hornblende : ces faciès
particuliers dits de rétrométamorphisme témoignent d’une remontée progressive des métagabbros lors de la
collision.
L’ensemble de ces indices témoigne donc de la disparition de la lithosphère de l'océan alpin dans une zone de
subduction puis de la remontée de certains fragments à la faveur de la collision continentale.
Seuls des petits fragments ont été préservés et sont maintenant observables à l'affleurement dans la suture
ophiolitique.
2- Signification de la succession géographique de ces faciès:(cf.doc)
D’ouest en Est, on observe un passage progressif de roche de type schiste verts à des schistes bleus puis à des
éclogites : l’intensité du métamorphisme est croissant d’Ouest en Est-ce qui signifie que ces roches ont été
portées à des températures et des pressions de plus en plus importantes. C’est dans cette direction que s’est fait la
subduction qui a provoquée la disparition de l’océan alpin : c’est donc bien la plaque européenne qui s’enfonce
sous la plaque apulo-africaine.
III-
Formation des Alpes: un ensemble d'indices qui racontent une histoire cf annexe 1
L'histoire de l'océan alpin débute par un épisode distensif important se traduisant par la fracturation en
baïonnette de la Pangée à -245 ( trias sup)-200 MA ( Lias): c'est une phase de rifting intracontinental qui va
aboutir, vers -165 MA ( Dogger), à la formation de 2 domaines océaniques distincts:
- à l'W, l'Atlantique central
- à l'E, l'océan alpin.
De -165 MA à -110 MA ( Crétacé sup), les 2 océans vont s'élargir par accrétion de lithosphère océanique au
niveau de dorsales actives: c'est l'expansion océanique.
A partir de -70 MA, l'ouverture de l'Atlantique sud va entraîner la remontée de la plaque africaine vers le Nord; le
contexte tectonique change donc au niveau de l'océan alpin ( il devient convergent) alors que l'Atlantique central
continue à s'ouvrir. Débute alors une phase de subduction qui va aboutir à la résorption de l'océan alpin puis à la
collision de ses marges passives qui se poursuit encore actuellement.
Cf annexe les principales étapes de l’histoire alpine