• Les marqueurs de l'ouverture d'un rift continental
  • Des failles normales listriques (en cuillère) à l’origine des blocs basculés qui caractérisent la formation d'un rift continental (Bordure du rift émergé à Djibouti)
  • Marqueurs de contraintes tectoniques en distension.
  • Le rift est rapidement immergé alors que le domaine océanique n'est pas encore ouvert. Sur la croûte continentale amincie on observe des séries sédimentaires d'épaisseur et de nature variables en fonction des zones plus ou moins immergées associées aux blocs basculés.
    • Au pied des failles des bassins profonds se constituent.
    • En se dirigeant vers le rebord du bloc basculé la profondeur diminue.
    • Parfois même la sédimentation est absente car le sommet des blocs basculés est émergé.

Les témoins de l'expansion du domaine océanique (poursuite de la divergence des plaques)
Le nom ophiolites vient de leur aspect en "peau de serpent" lié à la serpentinisation - ophis en grec = serpent.

• Les ophiolites
  • On reconnaît trois types de formations (de la surface vers la profondeur) :
    • Les pillow-lavas, basaltes en coussins (ou plutôt en traversins),
    • Le complexe filonien est absent car l'océan alpin possédait une dorsale lente contrairement à Oman (on reconnaît seulement des filon de diabases traversant les gabbros),
    • Les gabbros à gros cristaux de pyroxènes et de plagioclases),
    • Les péridotites sombres verdâtres peu appauvries (se qui caractérise les dorsales lentes produisant peu de magma basaltique),
  • La présence de ces roches en altitude sur le continent implique une obduction ou un écaillage lors de la collision continentale.
• Une sédimentation siliceuse de la plaine abyssale (radiolarites et cherts siliceux),
• Les turbidites , témoins de la présence d'un talus continental (on pourra aussi retrouver ces formations lors de mouvements de flexure liés à la collision),
• Les dépôts sédimentaires post-rift de plateforme (marge passive).

Les marqueurs d'une subduction témoignent de la fermeture de l'ancien océan (début d'un phénomène de convergence)

• Les gabbros sont métamorphisés (on parle de métagabbros). Ils présentent autour de leurs constituants (plagioclases et pyroxènes) :
  • Des auréoles de chlorites qui témoignent d'un refroidissement par éloignement de la dorsale et d'une importante hydratation (faciès des schistes verts).
  • Des auréoles de glaucophane donnant à la roche un aspect bleuté (faciès des schistes bleus) qui témoignent d'un réarrangement minéralogique sans modification de la composition globale mise à part la perte d'eau. Ce réarrangement qui permet la formation du glaucophane à partir des plagioclases et des pyroxènes témoigne d'une augmentation très importante de la pression tout en conservant une relativement basse température : c'est le signe d'une subduction du plancher océanique.
• La présence d'affleurements d'éclogites à grenat et jadéite (pyroxène vert) témoigne d'une pression encore plus intense tout en restant à basse température. C'est la confirmation de la subduction d'un plancher océanique.
• L'observation de la carte d'Annecy nous a montré d'Ouest en Est, les zones à schistes verts puis schistes bleus puis éclogites. Ceci semble indiquer qu'on assiste à la subduction de la marge européenne face à la plaque apulienne.
• L'observation de coésite dans les roches cristallines du Massif de Dora Maira indique que cette subduction a emporté un fragment de croûte continentale fracturée à des profondeurs allant jusqu'à 100 km. Cet enfouissement d'une portion de croûte continentale a bloqué la subduction et marque le début de la collision continentale.
• Les vestiges de prisme d'accrétion cisaillé de failles inverses.
• Un volcanisme andésitique et rhyolitique. Des formations plutoniques de granodiorites.
• Un début de raccourcissement et d'épaississement de la bordure de plaque continentale (failles inverses, plis et chevauchements, comme cela peut être observé dans les Andes actuellement).

La formation des reliefs (orogenèse) témoigne de la collision continentale (poursuite du phénomène de convergence)

• Les conséquences du raccourcissement sont observées en surface.
  • La lithosphère s'adapte aux contraintes et résout le raccourcissement de manière plastique ou de manière cassante.
    • Ce comportement dépend de la profondeur, de la température et des pressions subies, il dépend aussi de la constitution de la roche (ex : un schiste est plus plastique qu'un granite).
    • Dans un comportement plastique la roche se plisse.
    • Dans un comportement cassant la roche est fracturée et le raccourcissement est absorbé par des failles inverses et des chevauchements.
  • À une grande échelle, en réutilisant parfois les failles apparues lors du rifting, les fragments de socles s'écaillent pour effectuer des mouvements de grande amplitude (nappes de charriage), mettant en contact des roches d'âges très différents (contacts anormaux où des roches anciennes chevauchent des roches plus récentes) et des roches initialement très éloignées.
• En profondeur un épaississement de la lithosphère continentale forme la racine crustale de la chaîne montagneuse, repéré sur les profils Ecors (profil de sismique réflexion). Cet épaississement est le résultat de l'empilement de nappes écaillées formant le prisme de collision.

L’évolution de la chaîne de montagnes

• Trois facteurs sont impliqués dans l'évolution d'une chaîne montagneuse.
  • La surrection liée à l'intensité des contraintes convergentes.
  • L'altération et l'érosion interviennent dès la formation de la chaîne montagneuse comme le montrent les bassins mollasiques au Nord et au Sud de la chaîne alpine (ils sont quasiment contemporains de la mise en place des reliefs).
  • La décharge de la lithosphère réalisée par l'érosion entraîne un réajustement isostatique jusqu'à ce que la lithosphère continentale retrouve son épaisseur normale.
• L'érosion et le réajustement isostatique font alors affleurer la base du socle lors de la pénéplénation (exemple du socle cristallin du Massif central qui appartient à l'orogenèse hercynienne).