Traces continentales des océans

Pour qu’un océan se mette en place, deux étapes sont nécessaires :

La tectonique globale de la Terre engendre des mouvements de divergence et de convergence. Parfois, la lithosphère continentale se retrouve étirée selon une même direction mais dans des sens opposés. Elle s’amincit et des failles normales apparaissent de part et d’autre de la ligne de fragmentation. Un fossé d’effondrement plus ou moins large se forme. Cette dépression s’appelle un rift.

Sous l’effet des forces de distension permanentes, les failles normales s’incurvent donnant naissance à des failles dites listriques qui sont des failles de grande extension et concaves en profondeur. Les bordures du rift sont donc structurées en blocs basculés par le jeu des failles.

La lithosphère soumise aux forces d’étirement, finit par voir son niveau terrestre devenir plus bas que le niveau de la mer. Les eaux s’engouffrent alors dans cette dépression et une mer apparaît. 

 Les bordures des continents appelées aussi marges, peuvent être dites soit actives si elles sont le lieu d’une subduction, soit passives si aucun phénomène tectonique ne s’y déroule. Ainsi les marges continentales issues du rifting n’étant pas actives tectoniquement, ce sont des marges passives.  

Section transversale de la marge passive d’un continent :

Les marges passives sont donc de simples zones de transition entre la croûte océanique et la croûte continentale qui gardent les traces du mouvement de divergence et donc du rifting : failles normales, failles listriques et blocs basculés.

Dans le relief de transition continent-océan, donc dans le relief de la marge, on distingue 2 parties: 

L’amincissement de la lithosphère, et donc la formation d’un rift, peut se produire à la suite de deux mécanismes fondamentaux distincts : le rifting actif ou passif. L’évolution tectonique est alors très différente suivant l’un ou l’autre de ces deux modes d’amincissement.

Dans ce système, l’asthénosphère remonte plus vite qu’elle ne se refroidit. Les péridotites qui la constituent, sont soumises à ce mouvement d’ascension et subissent une décompression sans perte de température : c’est une décompression dite adiabatique.

Vers 80 km de profondeur, le géotherme recoupe les conditions de pression et de température permettant la fusion partielle de ces péridotites. Le liquide obtenu donne un magma de nature basaltique, qui s’accumule dans une chambre magmatique située dans la croûte. Des éruptions volcaniques se produisent et on va observer des chaînes volcaniques dans le rift. 

Un chemin de terre se dirige vers le village Masaï de Ngare Sero, à 5 km au sud. L'extrémité sud du lac Natron est visible à gauche, le bord intérieur de la grande faille à droite. Le paysage est dominé par l'immense volcan Ol Doinyo Lengai tandis que les hauts plateaux du Ngorongoro autour d'Empaakai sont visibles en arrière-plan.

Le liquide basaltique de la chambre magmatique qui refroidit lentement en profondeur donnera des gabbros (roches grenues) et formera, en remontant en surface, des basaltes (roches microlitiques dues à un refroidissement plus rapide et par étapes). Ces roches constituent la nouvelle croûte du rift qui deviendra donc une croûte de nature océanique. À ce stade, en raison de la densité élevée de ces roches, la subsidence (enfoncement) est importante et la mer s’est engouffrée dans le rift. La formation simultanée des basaltes et des gabbros assure l’expansion du fond océanique qui se retrouve progressivement surplombé par différentes couches de sédiments en provenance des continents. 

À partir de la zone magmatique devenue dorsale, le manteau lithosphérique se reconstitue latéralement. Au fur et à mesure de leur éloignement de la dorsale, les péridotites résiduelles refroidissent, abaissant l’isotherme 1300°C en profondeur. Ainsi l’épaisseur du manteau lithosphérique lié à la position de cet isotherme 1300°C, augmente au fur et à mesure de l’éloignement à la dorsale. 

L'évolution tectonique classique associée à un rift actif correspond à la suite chronologique :

Une fois la fragmentation terminée, le rift actif deviendra une dorsale rapide responsable de l’océanisation.

Il ne faut pas imaginer une fracturation initiale sur toute la longueur du continent suivie d’une océanisation. C’est un mécanisme progressif : la fragmentation débute à un endroit puis se propage. Au fur et à mesure de cette propagation, on observe dans la partie la plus ancienne du rift une océanisation et dans la partie la plus récente un début d’océanisation.

L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond alors à la suite chronologique:   

Tout rifting dans un continent traduit donc une océanisation débutante. Au fur et à mesure que les continents se séparent, la lithosphère océanique se met en place et s’enfonce sous son propre poids en raison de l’abaissement de l’isotherme 1300°C. Le niveau des fonds marins augmente donc et l’étendue d’eau devient plus vaste, entourant les continents : on parle alors d’océan.

Lors de la fermeture d’un océan, la plaque océanique entre en subduction sous la plaque continentale. Si la plaque océanique tracte un continent, celui-ci finira par entrer en collision avec le continent de la plaque continentale : un tel affrontement provoque la surrection d’une chaîne de montagnes dite de collision.

Les blocs basculés ont donné naissance dans l’océan en formation, à une série de bassins sédimentaires.  Les sédiments anté-rift datent du Trias, les syn-rift du Jurassique inférieur et moyen et post-rift du Jurassique supérieur et du Crétacé. On peut donc ainsi dater le rifting du Jurassique inférieur et moyen.

Ces roches sont les vestiges de l’ancienne marge européenne de l’océan alpin qui ont été portés en altitude lors de la collision continentale. 

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 comme nous l’avons vu précédemment dans la partie sur les rifts actifs.  

Dans la zone interne de l’arc alpin, il existe des formations rocheuses à l’aspect de peau de serpent, auxquelles les géologues ont donné le nom d’ophiolite (ophis=serpent). Elles sont constituées par la superposition de ces trois types de roches du haut vers le bas : 

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. 

Les cristaux blancs sont des feldspaths, les noirs de pyroxènes. On observe autour des pyroxènes, des auréoles de métamorphisme : ce sont des auréoles de Hornblende. 

Les cristaux verts sont des cristaux de chlorite et d’actinote, les noirs sont des pyroxènes.

Associées à ces ophiolites de faciès schiste vert, on observe des radiolarites qui sont des roches sédimentaires. 

Elles sont constituées des tests siliceux d’animaux unicellulaires planctoniques appelés radiolaires. Elles témoignent d’une grande profondeur car au-delà de 4000m de profondeur, le calcaire des tests se dissout lors de leur chute vers le fond. Seuls les tests siliceux peuvent donc résister à une telle chute. Il s'agit donc ici d’anciens sédiments déposés au fond de cet océan sur les basaltes refroidis. 

On peut également observer des ophiolites qui sont entrées en subduction et qui ont été exhumées par la suite lors de la collision.

Au Mont Queyras dans les Alpes, on trouve des complexes ophiolitiques métamorphisés en schistes bleus (présence de glaucophane). Les éclogites du massif du Mont Viso dans les Alpes italiennes, situé à quelques kilomètres à peine du Mont Queyras, attestent des conditions d’un métamorphisme de Haute Pression/Basse Température. Ces conditions de température, pression ne sont présentes qu’au niveau d’une zone de subduction. Des métabasaltes et métagabbros ont donc été entraînés en profondeur lors de la subduction avant de revenir en surface. C’est donc la preuve d’une subduction de l’océan alpin anté-collision.

La disposition des affleurements d’ophiolites permet de définir le sens de la subduction : les métagabbros les plus métamorphisés se trouvant à l’Est et les moins métamorphisés à l’Ouest on peut donc dire que c’est la plaque européenne qui est passée sous la plaque africaine.   

Les cristaux bleus sont du glaucophane, les noirs sont des pyroxènes.

 Les cristaux rouges sont du grenat, les verts sont un pyroxène appelé jadéite.

L’étude par sismique réflexion de la croûte continentale au niveau de l’orogène Alpin confirme bien la présence de traces d’un ancien océan. On retrouve :

L’étude des positions relatives de chacun de ces éléments amène à retrouver l’orientation de la collision et le sens de la subduction.