Tectonique des plaques

Les Alpes sont le résultat d'une collision entre la plaque européenne et africaine.

C’est la disparition de l’océan alpin sous la plaque africaine (phénomène de subduction) qui a amené les deux continents à se rencontrer. La subduction des océans est la force majeure de la tectonique des plaques, et cette force arrive à fracturer les continents. Ces fractures s’appellent rift (comme le rift Est-Africain à l’heure actuelle). Les continents se séparent alors pour donner de nouveaux océans, comme maintenant dans la Mer Rouge. Le nouvel océan se forme à partir des dorsales médio-océaniques par fabrication de nouvelle croûte océanique à travers le magmatisme et le volcanisme, à raison de quelques centimètres par an.

Comment ces roches comme les péridotites qui étaient à des grandes profondeurs sont-elles revenues à la surface dans les Alpes? Répondre à cette question, c’est expliquer la formation des montagnes et pour cela il faut comprendre comment la tectonique des plaques fonctionne.

Les plaques représentent la lithosphère terrestre, dont l’épaisseur varie, de quelques dizaines de km dans les océans à 100 voire 200 km sous les continents. Il y a une quinzaine de plaques à la surface de la terre à l’heure actuelle. Le mouvement des plaques à la surface de la terre crée des océans le long des limites de plaques divergentes, ou des arc volcaniques et des chaînes de montagnes le long des limites convergentes.

Les Alpes sont issues de la rencontre de deux plaques tectoniques convergentes, l’africaine et l’européenne, cette dernière passant sous l’autre en la faisant se soulever et se déformer.
Ce phénomène de rapprochement des plaques s’appelle subduction, et correspond à la disparition des océans qui se trouvent entre les continents. Là où les océans disparaissent, il y a de profondes fosses comme celle des Marianes. Les continents sont bordés par des marges continentales, où la croûte est réduite en épaisseur. Ceci a permis à la plaque européenne de s’enfoncer en partie sous la plaque africaine qui lui était opposée pendant la collision. Cependant, les roches qui constituent ces marges continentales ne sont  pas assez denses pour être subductées en profondeur, elles s’arrêteront en chemin et seront métamorphisées et déformées avant de réapparaître beaucoup plus tard à la surface.

La subduction de la croûte océanique engendre un prisme d’accrétion, correspondant aux sédiments raclés sur le fond de l’océan par la plaque supérieure. La subduction engendre aussi du volcanisme sur la plaque supérieure, créant un arc volcanique ou une cordillère. Dans les Alpes, il n’y a pas eu d’arc volcanique car la quantité de croûte océanique subductée n’était pas suffisante, mais le volcanisme apparait quand même à la fin de l’histoire. (voir chapitre 9).

Pour en savoir plus : 

• collision niveau 2

Mais avant de fermer un océan, il faut d’abord l’ouvrir! Les plaques tectoniques sont donc tirées sur leurs bords par la lithosphère des océans qui s’enfoncent dans les zones de subduction, c’est là le moteur de la tectonique des plaques. Les forces créées aux limites de certaines plaques amènent celles-ci à se fracturer. Ces fractures sont appelé rifts (comme le grand rift africain), et affectent toute la lithosphère (sur plus de 100 km d’épaisseur). Une de ces fractures proche de la Suisse est le fossé rhénan, ou graben du Rhin; la vallée du Rhin au nord de Bâle est entourée des massifs des Vosges et de la Forêt-Noire, qui représentent les « épaulements » du rift.

Un autre endroit de la planète où ce phénomène d’extension de la croûte terrestre (appelé rifting) est actif, est la région de la Mer Rouge et du golfe de Suez. Là on peut voir tous les stades du rifting, jusqu’à l’ouverture d’un nouvel océan.

Le stade A de départ peut être représenté par la région de la Mer Morte ou le rift est-africain. Les stades B et C correspondent au rift du Golfe de Suez, les stades D et E au nord de la Mer Rouge et le stade F au sud de la Mer Rouge où il y a apparition d’une dorsale (ou ride médio-océanique), là où se crée le nouveau plancher océanique qui vient remplir l’espace qui s’ouvre entre les plaques (plaque africaine et plaque arabe).

Pour en savoir plus : 

• les rift niveau 2

Durant ce processus de rifting, on voit que les roches du manteau (péridotites) sont progressivement amenées à la surface au bord du rift (étoile rouge sur la figure). Vont venir s’y attacher les roches de la nouvelle croûte océanique (gabbro et basalte, brun foncé sur la figure F), issus du volcanisme à la dorsale.

Ces péridotites une fois métamorphisées deviennent des serpentinites comme celles que l’on peut observer dans les Alpes valaisannes. Elles marquent alors la suture de l’océan alpin disparu suite au phénomène de subduction de l’océan et de collision de ses marges.
Ces serpentinites vont être accompagnées dans la suture alpine par les roches de l’océan alpin disparu:

• des prasinites (méta-basaltes et méta-tufs volcaniques),
• des méta-gabbros (qui forment les Aiguilles Rouges d’Arolla par exemple),
• les sédiments qui s’étaient déposés sur le fond de l’océan et qui sont représentés maintenant par des calcschistes gris à noir.  

Cet ensemble serpentinite, gabbro, basalte et sédiment est appelé ophiolite, ou mélange ophiolitique. On en retrouve dans presque toutes les chaînes de montagne de type alpin (en Grèce, Turquie, Iran, dans l’Himalaya). Ces roches de la suture océanique sont souvent mélangées, cela commence dans le prisme d’accrétion, où les sédiments de l’océan alpin se sont empilées devant le bulldozer africain, et l’ordre (superposition) de départ a été détruit.

L’ancien océan alpin qui faisait jusqu’à 500 km de large est maintenant représenté dans le val d’Hérens par une bande de quelques kilomètres allant du Tsaté aux Aiguilles Rouges, en passant par La Forclaz et Satarma (voir excursions).

La dorsale (ride médio-océanique) de l’océan alpin était une dorsale lente, le volcanisme n’y était pas très intense, et le fond de l’océan était dominé par les péridotites (1) ramenées à la surface par le processus de rifting. Les gabbros (2) représentent d’anciennes chambres magmatiques, desquelles s’écoulaient vers la surface des laves basaltiques (3), souvent de types laves en coussins.
Les activités hydrothermales étaient présentes sous forme de black-smokers (4), associés à des minéralisations (manganèse). La cassure (extension) de la lithosphère crée des failles, et le long des escarpements de faille se déposent des brèches (6) faites de fragments de péridotites mais aussi de gabbros et basaltes.  Dans le fossé central se déposent des tufs volcaniques (prasinites rubanées) (5) et autres débris. Localement on va retrouver, déposés sur des promontoires, des calcaires (7) assez purs fait des squelettes microscopiques d’algues (phyto-plancton), parfois associés à des dépôts de manganèse.

On va retrouver ces calcaires et ces dépôts de manganèse dans le val d’Hérens, à la Pointe des Ignes, au sud des Aiguilles Rouges. Ils sont associés avec des basaltes, des gabbros et des serpentinites. On a là un fragment de l’ancienne dorsale de l’océan alpin (voir excu XY).

Ailleurs dans les Alpes, on retrouve parfois aussi associées à ces roches de la dorsale, des roches rouges ou vertes siliceuses appelées radiolarites. Ces roches sont faites des squelettes siliceux microscopiques du zoo-plancton qui vivait dans l’océan.

Les micro-fossiles d’algues ou de radiolaires permettent de dater ces roches de l’océan et de montrer qu’il s’est ouvert il y a 180 Ma!