MÉTAMORPHISME ET GÉODYNAMIQUE

De l’océan à la chaîne de montagnes

Dans un schéma simplifié, une zone de convergence résulte de la fermeture d’un océan et de la collision des marges continentales, à l’origine d’une chaîne de montagnes. L’évolution T-P enregistrée par les roches métamorphiques tout au long de ce processus géodynamique contribue à la caractérisation de l’évolution dynamique de la zone de convergence. L’histoire d’une chaîne de montagnes débute dès l’ouverture de cet océan. Au stade précoce de cette ouverture (stade rift) le processus d’extension provoque un amincissement de la lithosphère continentale qui s’accompagne d’une remontée vers la surface de l’asthénosphère chaude. L’anomalie thermique importante qui en résulte peut être responsable d’un métamorphisme de HT-BP et de la mise en place de magmas basaltiques provenant du manteau, à des profondeurs variables : ce sont les précurseurs de la croûte océanique, dans la croûte inférieure continentale amincie. Deux trajets P-T-t sur le diagramme P-T (t1) correspondent au trajet de refroidissement à pression constante (isobare) d’un gabbro et à celui d’une roche de la croûte inférieure amincie dans le rift.

Si l’extension se poursuit, un océan s’ouvre (t2). Un gabbro, mis en place à la ride, se refroidit rapidement en s’éloignant de celle-ci. Il parcourt un trajet de refroidissement, isobare, à basses pressions, à une profondeur inférieure à 7 ou 8 kilomètres dans la croûte océanique.

En s’éloignant de la ride, la lithosphère océanique se refroidit, devient plus dense et s’épaissit. Lorsqu’elle est suffisamment ancienne et épaisse, elle plonge dans le manteau au niveau d’une zone de subduction sous une des marges qui est alors qualifiée de « marge active » (t3). La lithosphère océanique froide s’enfonce rapidement (plusieurs centimètres par an) dans le manteau. Compte tenu de la mauvaise conductivité des roches, elle se réchauffe lentement, tandis que la pression augmente instantanément avec la profondeur. Cette lithosphère plongeante est affectée d’un métamorphisme de faible gradient, de type HP-BT. Les roches suivent des trajectoires PTt comme celle du gabbro de t2. Si certains de ces échantillons sont rapportés rapidement à la surface tandis que le processus se poursuit, ils suivent quasiment la même trajectoire en sens inverse : c’est ce que l’on peut observer sur le pourtour péripacifique.

Lorsque la totalité de la lithosphère océanique est enfouie dans la subduction, la croûte continentale, amincie sur sa marge, peut être entraînée à son tour dans la subduction et atteindre les conditions d’UHP (t4). Cependant, de densité plus faible que la croûte océanique, les roches d’UHP de la croûte continentale reviennent rapidement à la surface lorsqu’elles se détachent de la lithosphère océanique qui les tractait. La vitesse de convergence diminuant, la superposition de matériaux de la croûte continentale, riches en éléments radioactifs, sources de chaleur, entraînent une variation du géotherme de la convergence, qui devient plus chaud. C’était la situation des Alpes occidentales il y a environ 30 millions d’années (Ma). Au stade t5, la majorité des roches décrites précédemment est exhumée et érodée. Des portions de lithosphère océanique sont incorporées dans la chaîne intracontinentale dans une situation thermique identique à celles des roches de la croûte continentale, telle la roche matérialisée par le point orange. Les témoins préservant l’étape précoce de la chaîne sont rares et la[...]