Il n’est pas nécessaire d’aller sur une autre planète pour trouver des territoires inexplorés. Les entrailles de la Terre sont mal connues, pour la simple raison qu’on ne peut pas s’y rendre. Les forages ne descendent pas à plus d’une douzaine de kilomètres de profondeur. Pour « voir » plus bas, il faut analyser les données sismiques et examiner des roches qui viennent des profondeurs et ont été amenées à la surface. Justement, certaines viennent de très loin et on ne comprend pas très bien pourquoi. C’est une belle énigme.

Dans l’article sur les Alpes, j’ai expliqué que le massif italien de Dora Maira contient des cristaux de coésite, une forme d’ultra-haute pression de la silice. Ils ont été découverts en 1984 par Christian Chopin. À basse pression, la forme cristallisée de la silice SiO₂ est le quartz. À partir d’une pression de 35 000 atmosphères (mais cela dépend aussi de la température), le quartz se transforme en coésite. Sa structure cristalline devient plus compacte. On dit que le quartz et la coésite sont des polymorphes de la silice. Le carbone pur possède lui aussi deux polymorphes, le graphite à basse pression et le diamant à des pressions supérieures à 58 000 atmosphères. De manière générale, toutes les roches des zones internes des Alpes ont été métamorphisées (transformées) par des pressions élevées, et cela ne peut s’expliquer que par une plongée dans les profondeurs de la Terre suivie d’une remontée. C’est le mécanisme de la remontée qui est problématique. Comment une roche peut-elle être enfouie à une centaine de kilomètres de profondeur puis revenir à la surface ?

J.M. Lardeaux, S. Schwartz et al., A crustal-scale cross-section of the south-western Alps combinig geophysical and geological imagery, Terra Nova, 18, 412–422, 2006.

Cette carte montre la région qui nous intéresse. Les roches y sont désignées, non pas par leur nature, mais par leur faciès, c’est-à-dire leur degré de métamorphisme. Pour expliquer cela, le mieux est de montrer un diagramme qui présente les différents faciès, en fonction de la pression et de la température. Les pressions sont exprimées en gigapascals, GPa, sachant que 1 GPa est à peu près égal à 10 000 atmosphères. Elles sont proportionnelles à la profondeur. Une pression de 3 GPa sévit à 100 km. Les températures indiquées vont jusqu’à 1 000 °C. L’augmentation de température en fonction de la profondeur s’appelle le gradient géothermique. Sous une croûte continentale stable de 30 km, la température est d’environ 500 °C. Mais avec les Alpes, nous n’avons pas affaire à une croûte stable. En gros, le degré de métamorphisme est faible avec le faciès schiste vert (greenschist), plus élevé avec le faciès schiste bleu (blueschist) et encore plus élevé avec le faciès éclogite.

Dans les zones internes, le degré de métamorphisme est croissant d’ouest en est. Notez d’ailleurs que la zone externe (massif cristallin du Pelvoux…) n’est pas métamorphisée : les roches y sont dans leur état original. Le Briançonnais est dans le faciès schiste vert. Les unités des schistes lustrés du Queyras, juste à l’ouest du Viso, sont dans le faciès schiste bleu. Ce sont majoritairement d’anciens sédiments tapissant le fond d’un océan disparu, la Téthys alpine. On y trouve du graphite provenant d’organismes vivants, dont l’étude a permis une connaissance précise des températures auxquelles ces roches ont été soumises. Elles vont de 300 à 500 °C. La pression est allée de 0,7 à 1,5 GPa. Le dernier chiffre correspond à une profondeur d’enfouissement de 50 km. Il y a aussi des ophiolites, morceaux de lithosphère océanique (croûte gabbro-basaltique et manteau) représentés en vert, qui ont été enfouis aux mêmes profondeurs. Toutefois, l’ophiolite du Chenaillet, à l’est de Briançon, n’a quasiment pas été métamorphisée. L’unité éclogitique du Viso se trouve à la fois à l’est et sous celle des schistes lustrés du Queyras. Elle est constituée à 55 % de croûte océanique métamorphisée, à 40 % de serpentinites, qui sont des roches du manteau altérées, et à 5 % de schistes lustrés. Les pressions enregistrées vont de 1,2 à 2,4 GPa, si bien que la profondeur d’enfouissement a atteint 80 km. Les températures correspondantes, de 450 à 640 °C, correspondent à un faible gradient géothermique de 6 °C par kilomètre. Sous une croûte continentale stable, le gradient normal est de 20 à 30 °C par kilomètre. On passe ensuite au massif cristallin de Dora Maira. C’est une ancienne croûte continentale, avec d’anciens granites : la marge du continent européen. Le faciès est celui du schiste vert, mais il y a des reliques de métamorphisme à ultra-haute pression, qui dépasse le faciès éclogite. D’anciennes roches sédimentaires appelées « schistes blancs » contiennent des cristaux de grenat atteignant parfois 20 cm de long, dans lesquels on repère de minuscules cristaux de quartz et de coésite. En fait, toutes ces roches ont été enfoncées à au moins 100 km de profondeur et comprimées à 3 GPa avec un métamorphisme conséquent, puis elles ont été décomprimées durant leur exhumation et ont subi une rétromorphose : leur degré de métamorphisme a diminué.

Le mont Viso vu depuis le col Valente. Aleks, Wikimedia Commons.

Ces évènements peuvent être datés. Les unités des schistes lustrés ont atteint leur pic de pression et de température il y a 55 millions d’années. Pour les roches du Viso, les âges vont de 50 à 45 Ma. Pour le massif de Dora Maira, on trouve un âge de 35 Ma. Cela tombe dans l’Éocène, une période allant de 56 à 34 Ma. C’est la période durant laquelle les Alpes sont nées, de la collision entre le continent européen et le continent apulien (ou adriatique). Avant cela, la Téthys alpine s’est refermée par subduction de son plancher sous la plaque apulienne. La subduction est un aspect fondamental de la tectonique des plaques. Elle est illustrée par ces schémas (Guillot et al., 2009) :

Stéphane Guillot et al., Exhumation Processes in Oceanic and
Continental Subduction Contexts: A Review, Subduction zone geodynamics, 175-205, Springer 2009

Les deux plaques représentées sous toutes les deux océaniques. Ce sont des morceaux de lithosphère constituée, de haut en bas, de sédiments déposés sur le plancher de l’océan, de basalte et de gabbro, formant la croûte océanique, et de péridotites rigides, qui sont les roches du manteau supérieur. La plaque de gauche s’enfonce sous la plaque de droite, ce qui implique qu’elle soit pliée et donc faillée. Tout en pénétrant dans l’asthénosphère, qui est une partie profonde et chaude du manteau, elle conserve sa température « froide ». L’isotherme 650 °C a été tracé. Dans une zone de subduction, le gradient géothermique est faible. C’est ce gradient qui est observé dans la transversale Queyras-Viso-Dora Maira. De plus, la plaque océanique plongeante a absorbé de l’eau, mais se déshydrate et l’eau remonte dans le « coin » du manteau chevauchant (situé sur la plaque plongeante). Cela fait partiellement fondre les péridotites et provoque du volcanisme. Ces phénomènes sont à présents bien compris.

Les sédiments de la plaque subduite, c’est-à-dire plongeante, ne s’enfoncent pas tous. Ils sont raclés par la plaque chevauchante et s’accumulent en surface pour former un prisme d’accrétion (accretionary wedge). Certains peuvent s’enfoncer à 40 km de profondeur, dans le prisme, où ils sont métamorphisés, puis ils remontent à un vitesse lente, à moins de 5 millimètres par an. Les schistes lustrés du Queyras ont subi ce sort. La plaque chevauchante, en l’occurrence, est l’Apulie. Elle est continentale au lieu d’être océanique, mais la subduction fonctionne de la même manière.

La suite est plus spéculative. On suppose qu’il se forme un chenal (ou canal) de subduction le long de la plaque plongeante, symbolisé par les trois flèches noires. Des roches, qui sont essentiellement des serpentinites, remontent. Le chenal fonctionnerait comme une route à deux voies de circulation, où la croûte océanique s’enfoncerait, mais où des serpentinites circuleraient vers le haut, à droite sur le second schéma. Cela serait dû à la forme triangulaire du chenal, à la faible densité des serpentinites, qui est seulement de 2,6 alors que le manteau a une densité de 3,3, et à leur faible viscosité. En géologie, les roches déformables peuvent être considérées comme des fluides visqueux. Les serpentinites contiennent un minéral appelé la serpentine qui se forme par réaction des péridotites du manteau avec l’eau et qui peut contenir jusqu’à 13 % d’eau, en poids. Celles du chenal proviendraient du manteau lithosphérique plongeant, altéré par l’eau de mer, mais aussi des péridotites du manteau chevauchant, hydraté par la plaque plongeante. C’est la poussée d’Archimède qui ferait monter ces roches, grâce à leur faible densité, avec une vitesse de 1 millimètre à 1 centimètre par an. Des blocs de gabbro, de basalte et de sédiments, métamorphisés dans le faciès éclogite, seraient incorporés dans le « flux » de serpentine. On retrouve toutes ces roches dans le massif du Viso. Certaines roches de la croûte océanique ont été transformées en éclogites, roches comprenant de l’omphacite verte et du grenat rouge. Comme avec le massif de Dora Maira, la remontée a provoqué une rétromorphose partielle dans les faciès schiste bleu et schiste vert.

Après la subduction océanique, vient la subduction continentale. Quand la lithosphère de la Téthys alpine a disparu sous celle de l’Apulie (sauf un morceau constituant le massif du Chenaillet), la lithosphère de l’Europe, « arrimée » à celle-ci, s’est à son tour enfoncée sous l’Apulie. Les roches du futur massif de Dora Maira entrent dans le chenal de subduction tandis que celles du Viso sont déjà en train de remonter. Elles appartiennent à la croûte continentale supérieure et doivent se détacher de la croûte continentale inférieure, qui poursuit son voyage vers les profondeurs du manteau. Ce détachement ne pourrait se faire qu’entre 90 et 140 km de profondeur. La remontée des roches aurait été rapide, avec une vitesse pouvant atteindre 4 centimètres par an, ce qui aurait pris moins de 10 millions d’années. Elle se serait faite grâce à la poussée d’Archimède, mais aussi grâce à des mouvements dans l’asthénosphère. Les deux schémas ci-dessous montrent l’évolution de la situation. Au début, l’océan existe encore et la subduction est océanique. Le chenal se situe entre 40 et 100 km de profondeur. Ensuite, l’océan a disparu et c’est la plaque continentale de gauche qui s’enfonce sous celle de droite. Des morceaux de croûte sont détachés et remontent (exhumation of continental slices). HMW est le coin de manteau hydraté de la plaque chevauchante ; HSM est la plaque plongeante hydratée.

S. Guillot, Ibid.

L’exhumation des roches d’ultra-haute pression est-elle donc expliquée ? La théorie du chenal de subduction n’est pas réellement prouvée. Il existe d’autres théories. J’ai choisi de parler de celle-ci parce que deux livres de géologie récents, de 2016 et 2017, l’ont retenue, mais les auteurs ont écrit que le chenal de subduction est un « espace très mal connu, pour ne pas dire encore mystérieux ». Au moins peut-on dire que les Alpes ne sont pas le seul endroit où cela s’est produit. Il y a plusieurs cas en Eurasie, un cas au Brésil et un en Nouvelle-Guinée.

Voir Dissection des Alpes