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.
On peut observer des structures de plancher océanique sur le croûte continentale.
Dans la zone interne de l’arc alpin il existe des formations rocheuses à l’aspect de peau de serpent, auxquelles les géologue ont donné le nom d’ophiolite (ophis=serpent) et constituées par la superposition de ces trois types de roches du haut vers le bas :
Basaltes en coussin ou pillow-lava, très caractéristiques d'un magmatisme sous marin
Basaltes en filons ou dykes
Des Gabbros, roches grenues présentant de gros cristaux de pyroxènes 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 croûte 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 croûte d’une largeur moyenne de km, qui basculent les uns par rapport aux autres suite à l’étirement de la zone : on parle de « blocs basculés ».
Ces blocs de croûte fracturés sont recouverts de sédiments :
Certains, les plus anciens, sont basculés avec les blocs qu’ils surmontent et ont une structure caractéristique en éventail
Les plus récents, recouvrent l’ensemble et ne sont ni basculés ni affectés par les failles.
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 mêmes strates n’ont plus que de quelques dizaines de mètres (elles sont alors riches en matériaux détritiques)
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 entraînés 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 chaîne de montagne la profondeur du MOHO peut atteindre plus de 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 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, entraînée, tractée par la lithosphère océanique plongeante (comme en témoignent les découvertes sur le terrain de morceaux de lithosphère continentale métamorphisés).
Le Massif Dora Maira dans les Alpes avec du quartz métamorphisé appelé “coésite”.
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 plaques.
Cet affrontement des lithosphères continentales (des 2 marges passives) est appelé collision et a pour conséquence un raccourcissement et un épaississement de la croûte (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...)
Si on reprend l'histoire des Alpes :
A - Ma, tous les continents sont réunis en un seul, la Pangée. Preuve en est : la présence dans les Alpes de sédiments antérifts du Trias ( déposés avant le rift).
A - Ma, au Jurassique, la remontée de l’Asthénosphère cause un début d’extension : apparaissent alors des failles normales et des blocs basculés, il y a naissance de l’Océan Alpin dans lequel se dépose des sédiments synrifts du Jurassique moyen ( déposés pendant la mise en place du rift) .
A - Ma, l’océanisation est complète car il apparaît de la croûte océanique. Se déposent alors les sédiments postrifts datant du Jurassique supérieur et du Crétacé.
A - Ma, l’Afrique, repoussée vers l’Europe de par la naissance de l’océan Atlantique, cause la compression. Ceci est à l’origine de la subduction de la croûte océanique sous la plaque africaine.
Depuis - Ma, la subduction a fait place à une collision.
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
Aujourd’hui on peut observer sur la planète différents stades des étapes de la formation d’une chaine de montagne :