L'histoire des Alpes, du rifting continental a la collisionFigure dynamique en neuf etapes : domaine continental stable, rifting continental, ouverture de l'ocean alpin, fusion partielle des peridotites a l'aplomb de la dorsale, construction de la croute oceanique, expansion et vieillissement de la lithosphere oceanique, subduction, collision, epaississement crustal. Yann Bouyeron, 2026, scientic.orgL'HISTOIRE DES ALPES, DU RIFTING CONTINENTAL A LA COLLISIONOuverture puis fermeture de l'océan alpin (Téthys ligure), présentées en coupeFigurésDocuments à ouvrirroche : échantillon, lame mince, analysepanorama du siteschéma ou graphiqueautre document(l'intitulé du document s'affiche au survol de l'icône)030 km60 km100 kmcroûte continentale (environ 30 km)Mohomanteau supérieur lithosphérique (péridotites)isotherme 1300 °C : limite lithosphère - asthénosphèreasthénosphère (manteau ductile)lithosphère continentalerigidesocle de la chaîne varisque, aplani par l'érosionLe moteur : la convection du manteaulithosphèrenoyau : source de chaleurmatière chaudequi montematière refroidiequi redescendelle se refroidit sous la lithosphèreelle se réchauffe au contact du noyauLe transfert d'énergie thermique se fait par déplacement dematière : c'est la convection. Elle anime l'asthénosphère etentraîne les plaques lithosphériques.1socle varisque2sédiments pré-riftDOCUMENTle cycle de WilsonROCHEgranite du socle varisqueROCHEgneiss du socle varisqueROCHEpéridotite du manteau lithosphériquePANORAMAles massifs cristallins externesaujourd'huiCoupe de la lithosphère continentale, avant l'ouverture de l'océan alpinéchelle régionale, exagération verticale d'environ 1,61Le domaine continental stableavant 250 Ma•La croûte continentale, d'environ 30 km d'épaisseur,repose sur le manteau supérieur lithosphérique : le Mohosépare les deux.•Croûte et manteau lithosphérique forment la lithosphèrecontinentale, rigide, qui repose sur l'asthénosphèreductile.•La limite entre lithosphère et asthénosphère correspond àl'isotherme 1300 °C, ici vers 100 km de profondeur.•Le socle est celui de la chaîne varisque, aplanie parl'érosion : c'est la fin d'un cycle de Wilson antérieur.•Domaine intraplaque : ni sismicité notable, nimagmatisme, ni anomalie thermique.Ce qui date cette étape1Socle varisqueGranites et gneiss des massifs cristallins externes(Belledonne, Pelvoux, Mont-Blanc), datés parradiochronologie de l'orogenèse varisque, achevée vers 300Ma : tout ce qui suit leur est postérieur.2Sédiments pré-riftDéposés horizontalement sur ce socle aplani, ils sontantérieurs au basculement des blocs.croûte continentalesédimentsmanteau lithosphériqueasthénosphèrenoyauisothermedéplacement de matièremarqueur de terrain qui date l'étape030 km60 km100 kmcontraintes extensivesdeux demi-cellules de convection montent à l'aplomb du riftanomalie thermique positive :l'isotherme 1300 °C remonteamincissement de la croûte continentalefossé d'effondrement, mer peu profondefailles normaleslistriquesblocs basculéssismicité superficielle1dolomies syn-riftSCHÉMAfaire jouer une faille normaleSCHÉMAprofil topographique des blocs basculésROCHEdolomie syn-riftPANORAMAle plateau des lacs de l'Alpe d'Huezaujourd'huiDétail : la géométrie d'un bloc basculéniveau de la merfaille normale listriquesédiments pré-rift, basculéssédiments syn-rift, en éventail1Fracturation et amincissement de la lithosphère continentaleéchelle régionale, exagération verticale d'environ 1,62Le rifting continental250 - 240 Ma•Des mouvements de convection provoquent la remontéede l'asthénosphère sous la lithosphère continentale :anomalie thermique positive et bombement de latopographie.•Sous l'effet des contraintes extensives, la croûte sefracture : des failles normales listriques délimitent desblocs basculés, et la croûte s'amincit.•Le jeu de ces failles fait s'effondrer le plancher : un fosséd'effondrement se forme, occupé d'abord par des lacs,puis par une mer peu profonde périodiquement asséchée.•Les sédiments syn-rift se déposent pendant lebasculement : leur épaisseur varie selon la position sur lebloc, ce qui leur donne une forme en éventail. Ilsrecouvrent les sédiments pré-rift.•Sismicité superficielle liée au jeu des failles normales ;magmatisme encore limité.Ce qui date cette étape1Dolomies syn-rift de l'Alpe d'HuezLeur géométrie en éventail montre qu'elles se sont déposéespendant le basculement des blocs, et non avant ni après :leur datation situe donc le rifting entre 250 et 240 Ma.croûte continentalesédimentsmanteau lithosphériqueasthénosphèreeauisothermefoyer sismiquefaillecontraintesdéplacement de matièremarqueur de terrain qui date l'étapeles demi-cellules de convection commencent à s'étendre030 km60 km100 kmdorsale lentevallée axialepéridotites serpentiniséespar l'eau de mer infiltréemagmamarge passive européennemarge passive apulienneocéan alpin (Téthys ligure)croûte océaniqueblocs basculés fossilisésplateaupenteglacisplaine abyssaleni sismicité ni magmatisme sur une marge passiveles marges passives et la lithosphère océanique qu'elles bordent appartiennent à la même plaque1sédiments post-rift2premiers dépôts marins profondsSCHÉMApré-rift, syn-rift, post-riftROCHEcalcaire des sédiments post-riftSCHÉMAles marges passives conjuguées de Galiceet de Terre-NeuveROCHEserpentinitesSCHÉMAtopographie et activité d'une margeRupture de la lithosphère continentale et mise en place de la dorsaleéchelle régionale, exagération verticale d'environ 1,63L'ouverture de l'océan alpin et lesmarges passives200 - 180 Ma•L'amincissement se poursuit jusqu'à la rupture de lalithosphère continentale : l'asthénosphère atteint leplancher du fossé.•Une dorsale s'installe : la croûte continentale cède laplace à une croûte océanique nouvellement créée. L'océanalpin, ou Téthys ligure, s'ouvre.•Les deux moitiés du rift, écartées par l'expansion,deviennent des marges passives conjuguées.•Une marge passive raccorde une lithosphère océanique etune lithosphère continentale appartenant à la mêmeplaque : ni sismicité, ni magmatisme, contrairement à unemarge active.•Sa topographie associe plateau continental, pente, glaciset plaine abyssale ; ses blocs basculés se couvrent desédiments post-rift.•La dorsale alpine est une dorsale lente : vallée axialebordée de failles normales, magmatisme faible ; l'eau demer infiltrée serpentinise les péridotites, ce qui abaisseleur température de fusion partielle.Ce qui date cette étape1Sédiments post-riftHorizontaux, ils scellent les blocs basculés et les faillesnormales qu'ils recouvrent : ils leur sont donc postérieurs etmarquent la fin du rifting.2Premiers dépôts marins profondsLeur apparition signe le passage du fossé au domaineocéanique.croûte continentalesédimentsbasaltesgabbrosmanteau lithosphériqueasthénosphèreeauserpentinitesisothermefailledéplacement de matièremarqueur de terrain qui date l'étape0306090 km115 kmdébut de la fusion partielleaxe de la dorsaledomaine defusion partielleremontée adiabatiquede l'asthénosphèrele magma extraitremonte vers l'axeexpansionexpansionasthénosphère1péridotites résiduellesSCHÉMAle domaine de fusion partielle de lapéridotiteSCHÉMAla composition des magmas issus de lafusion partielleROCHEpéridotite du manteau : la roche quifond partiellementPourquoi le manteau fond-il sans apport de chaleur ?05001 0001 5002 000Température (°C)02,55,07,580160240Pression (GPa)Profondeur (km)5 %20 %% de fusion partiellesolidesolide+ liquideliquidedébut de la fusionpartielle : 90 kmgéotherme continental moyengéotherme océanique moyengéotherme sous une dorsalesolidus de la péridotiteliquidus de la péridotitetaux de fusion partielle : 5 à 20 %remontée adiabatique de la péridotite sous l'axeDiagramme schématique. Les mouvements de convection asthénosphérique induisent uneremontée des péridotites qui subissent alors une décompression adiabatique provoquantleur fusion partielle à partir de 90 km de profondeur lors de leur remontée.Zoom sur le manteau à l'aplomb de l'axe de la dorsalezoom : 116 km de large, 118 km de profondeur4L'accrétion océanique : la fusionpartielle des péridotites180 - 170 Ma•Les mouvements de convection de l'asthénosphère fontremonter des péridotites chaudes à l'aplomb de l'axe :l'énergie thermique y est transférée par déplacement dematière.•Cette remontée est adiabatique : la péridotite n'échangepresque pas de chaleur avec son environnement. Lapression chute fortement, sa température très peu.•Au-delà de 90 km de profondeur, sa température resteinférieure à sa température de fusion partielle sous lapression qu'elle subit : la roche est entièrement solide.•Or cette température de fusion partielle est d'autant plusbasse que la pression est faible. En remontant, lapéridotite conserve sa température alors que la pressionchute : vers 90 km, sa température lui devient supérieure.•C'est donc la décompression adiabatique liée à laremontée convective qui provoque la fusion partielle, sansapport de chaleur ni d'eau.•La fusion est partielle : les éléments les plus solublespassent dans le magma, les moins solubles, ditsréfractaires, restent solides. Il en résulte deux produitscomplémentaires, des péridotites résiduelles appauvries etun magma basaltique enrichi en éléments solubles.•Moins dense que l'encaissant, ce magma remonte versl'axe de la dorsale.Ce qui date cette étape1Péridotites du ChenailletAppauvries en éléments solubles, elles sont le résidu solidede la fusion partielle. Elles ne se datent pas directement :leur âge est celui des gabbros qu'elles portent, issus dumême épisode.basaltesgabbrosasthénosphèremagmafusion partielleeaupéridotites résiduellesisothermedéplacement de matièremarqueur de terrain qui date l'étape0246810 kmniveau de la meraxe de la dorsalebasaltes en coussinscomplexe filoniengabbros isotropesgabbros lités (cumulats)péridotites résiduellesMoho océaniquechambre magmatiquecristallisation fractionnée :les premiers cristaux formésse déposent au fondexpansionexpansionmagma issu de la fusion partielledu manteau (étape 4)refroidissement lent en profondeur : structure grenue / refroidissement rapide au contact de l'eau : structure microlithique1gabbrosSCHÉMAstructure de la croûtePANORAMAl'ophiolite du ChenailletROCHEbasalte en coussinsROCHEgabbroROCHEgabbro lité (cumulat)ROCHEpéridotite résiduelle du manteauLa dorsale alpine était lentebasaltespéridotites serpentiniséeslentilles de gabbrosVitesse d'expansion faible etmagmatisme réduit : pas dechambre magmatique durable, maisdes lentilles de gabbros.L'eau de mer s'infiltre par lesfailles normales et serpentiniseles péridotites, qui affleurentalors sous les basaltes.La coupe ci-contre figure unedorsale rapide, modèle deréférence du programme. Leplancher de l'océan alpin, lui,était fait de ceci :SCHÉMAstructure de sa lithosphèreZoom sur la croûte océanique en cours de formation : le modèle de la dorsale rapidezoom : 32 km de large ; profondeurs comptées sous le plancher océanique, exagération verticale d'environ 1,65L'accrétion océanique : la constructionde la croûte180 - 170 Ma•Le magma formé dans le manteau remonte et s'accumulesous le plancher, dans une chambre magmatique : ceréservoir logé dans la croûte n'est pas le domaine defusion partielle, bien plus profond.•En refroidissant, les premiers minéraux cristallisés(olivine, pyroxènes) sédimentent au fond de la chambre :cette cristallisation fractionnée fait évoluer la compositiondu liquide restant et donne les gabbros lités, quis'accumulent sous le magma qui les produit.•Le magma qui cristallise lentement en profondeur donnedes gabbros, entièrement cristallisés, à structure grenue.•Le magma qui atteint le plancher cristallise brutalementau contact de l'eau froide : il donne des basaltes àstructure microlithique, en coussins.•Basaltes et gabbros proviennent du même magma : ils ontdonc la même composition chimique et minéralogique.Seule leur structure diffère, selon la vitesse derefroidissement.•La croûte océanique ainsi construite, épaisse de 6 à 7 km,repose sur les péridotites résiduelles dont la sépare leMoho.•Les injections successives repoussent de part et d'autre lalithosphère déjà formée : c'est l'expansion océanique.Ce qui date cette étape1Gabbros de l'ophiolite du ChenailletLa radiochronologie, par la méthode uranium-plomb surzircon, donne leur âge de cristallisation, donc celui de laconstruction de la croûte océanique alpine.basaltescomplexe filoniengabbrosgabbros litéscumulatsmagmaeaupéridotites résiduellesserpentinitesmarqueur de terrain qui date l'étape030 km60 km100 kmâge croissantvers 25 Ma : la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphèredorsalefumeurs noirs : circulation hydrothermale1radiolarites : témoins d'un océan profond2métagabbros du faciès des schistes vertsle plancher océanique s'approfonditmarge passivesédiments post-riftla demi-cellule de convection s'étend à la mesure du bassin océaniquel'isotherme 1300 °C s'enfonce :la lithosphère océanique s'épaissitincorporation de péridotites asthénosphériques, plus denses :la masse volumique moyenne de la lithosphère océanique augmenteasthénosphèreSCHÉMAmasse volumique et âgeSCHÉMAprofondeur du plancher, du Moho et del'isotherme 1300 °C selon l'âgeROCHEmétagabbro du faciès des schistes vertsROCHEradiolariteDOCUMENTles fumeurs noirs et la circulationhydrothermaleSCHÉMAla profondeur des isothermes en fonctionde la distance à l'axeCoupe de l'océan alpin, de la dorsale à la marge passive apulienneéchelle régionale ; la largeur du bassin est schématique6L'expansion et le vieillissement de lalithosphère océanique170 - 120 Ma•En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique serefroidit : l'isotherme 1300 °C s'enfonce et la lithosphères'épaissit.•Cet épaississement n'affecte que le manteaulithosphérique : il se fait en incorporant des péridotitesasthénosphériques, plus denses que la croûte.•La masse volumique moyenne de la lithosphère océaniqueaugmente donc, et le plancher océanique s'approfondit àmesure qu'il vieillit.•Les infiltrations d'eau dans la lithosphère encore fracturéeentretiennent une circulation hydrothermale, visible auxfumeurs noirs : c'est un métamorphisme hydrothermal, debasse pression et basse température.•Des minéraux hydratés se forment : chlorite et actinotedans les gabbros, qui deviennent des métagabbros dufaciès des schistes verts ; les péridotites se serpentinisent.•Vers 25 Ma d'âge, la lithosphère océanique devient plusdense que l'asthénosphère : la subduction devientpossible, mais reste retardée tant que cette lithosphèreest solidaire de flotteurs peu denses.Ce qui date cette étape1RadiolaritesCes roches siliceuses ne se déposent qu'à grandeprofondeur : elles attestent un océan déjà profond, donc enexpansion. Leur datation situe cette expansion entre 180 et170 Ma.2Métagabbros à chlorite et actinoteFaciès des schistes verts : métamorphisme hydrothermalsubi sur le plancher océanique, avant toute subduction.croûte continentalesédimentsbasaltesgabbrosmanteau lithosphériqueasthénosphèreeaufumeurs noirsfaciès schistes vertsisothermefaillecontraintesdéplacement de matièremarqueur de terrain qui date l'étapeschistes verts1schistes bleus2éclogitesSCHÉMAmarge active et arc insulaireisotherme 600 °Cisotherme 1300 °C : limite lithosphère - asthénosphèreanomalie thermique négative : les isothermes s'enfoncent avec la plaque froideplan de Beniofflibération d'eaufusion partielle des péridotiteshydratées du manteau chevauchantpluton de granodioritearc volcanique (andésites)cordillère : relief positifanomalie thermique positive :l'isotherme 1300 °C remontefosse océanique : relief négatifprisme d'accrétionla plaque qui plonge, froide et dense, constitue elle-même la branche descendante de la convectionplaque subduite (eurasiatique)plaque chevauchante (apulienne)SCHÉMAdomaines de stabilité des associationsminéralesROCHEmétagabbro à glaucophane du QueyrasROCHEéclogite à jadéite et grenat du montVisoSCHÉMAmétamorphisme et magmatisme de lasubductionSCHÉMAfusion partielle des péridotites : lerôle de l'eauROCHEgranodiorite du plutonROCHEandésite de l'arc volcaniqueCoupe d'une marge active : la lithosphère océanique s'enfonce sous la lithosphère continentale apulienneéchelle régionale, exagération verticale d'environ 1,67La subduction de l'océan alpin : unemarge active100 - 50 Ma•Le contexte devient convergent : la lithosphère océaniquede la plaque eurasiatique s'enfonce sous la lithosphèrecontinentale apulienne, qui appartient à une autre plaque.•Topographie : une fosse océanique, relief négatif parfoiscomblé par un prisme d'accrétion, et une cordillèreportant l'arc volcanique, relief positif toujours situé sur laplaque chevauchante.•Sismicité : les foyers s'alignent selon un plan incliné deplus en plus profond, le plan de Benioff. Anomaliethermique négative le long de la plaque subduite, froide,et positive à l'aplomb de l'arc.•La croûte océanique, hydratée pendant son histoireocéanique, subit un métamorphisme HP / BT : schistesverts, puis schistes bleus à glaucophane, puis éclogites àjadéite et grenat, de plus en plus pauvres en eau.•L'eau libérée hydrate les péridotites du manteauchevauchant, au-dessus du plan de Benioff : elles fondentpartiellement entre 80 et 220 km.•Le magma donne des plutons de granodiorite grenue et,en surface, des andésites microlithiques : c'est l'accrétioncontinentale.Ce qui date cette étape1Métagabbros à glaucophane du QueyrasFaciès des schistes bleus : cette association minéralen'apparaît qu'à haute pression et basse température,conditions propres à une subduction.2Métagabbros à jadéite et grenat du mont VisoFaciès des éclogites : enfouissement plus profond encore.La radiochronologie de ces minéraux date le passage ensubduction.croûte continentalesédimentsprisme d'accrétionbasaltesgabbrosmanteau lithosphériqueasthénosphèremagmafusion partielleeaufaciès schistes vertsfaciès schistes bleusfaciès éclogitesisothermefoyer sismiquecontraintesmarqueur de terrain qui date l'étape030 km60 km90 km120 kmobduction : nappe ophiolitique charriée2ROCHEla coésite du massif de Dora MairaSCHÉMAdéformations : contexte convergentPANORAMAle massif du Chenaillet aujourd'huiSCHÉMAhistoire métamorphique des ophiolitesalpinesPANORAMAle mont Viso et le Queyras aujourd'huiSCHÉMAlithosphère océanique et ophiolites :quatre logs comparésSCHÉMAla zonation métamorphique des AlpesoccidentalesPANORAMAle massif de Dora Maira aujourd'huiophiolite du Chenaillet, jamais subduite(métamorphisme hydrothermal BP / BT)écailles de lithosphère océanique subduites, puis exhumées(Queyras : schistes bleus ; mont Viso : éclogites)suture1croûte continentale entraînée au-delà de 90 km : subduction continentale(coésite du massif de Dora Maira)plaque eurasiatiqueplaque apuliennecroûte continentale européennecroûte continentale apuliennemanteau lithosphérique apulienmanteau lithosphérique européenl'océan alpin a entièrement disparu : les deux lithosphères continentales entrent en contactFermeture complète de l'océan et mise en contact des deux lithosphères continentaleséchelle régionale, exagération verticale d'environ 1,68La collision continentale50 - 35 Ma•L'océan alpin entièrement subduit, les deux lithosphèrescontinentales autrefois séparées par cet océan entrent encollision.•Peu dense, la croûte continentale résiste à l'enfoncement :la convergence se traduit alors par un raccourcissementhorizontal et un épaississement vertical.•Une partie des matériaux océaniques restés entre les deuxcontinents est charriée sur la marge : c'est l'obduction.L'ophiolite du Chenaillet, qui n'a jamais été subduite, estainsi portée en altitude.•D'autres fragments océaniques ont, eux, été subduits puisexhumés après s'être désolidarisés de la plaqueplongeante : ils portent le métamorphisme HP / BT.•La croûte continentale elle-même peut être entraînée enprofondeur : on parle alors de subduction continentale.•La zone où les deux continents se raccordent, jalonnée parles ophiolites, constitue la suture.Ce qui date cette étape1Coésite du massif de Dora MairaCette variété de silice ne se forme qu'au-delà de 90 km deprofondeur : de la croûte continentale a donc été subduite,ce qui date le début de la collision.2Ophiolite du Chenaillet obductéeJamais subduite, elle n'a subi qu'un métamorphismehydrothermal : elle a été charriée en altitude pendant lacollision.croûte continentalemanteau lithosphériqueasthénosphèreserpentinitesfaciès schistes bleusfaciès éclogitesisothermecontraintesmarqueur de terrain qui date l'étape030 km60 km100 km130 kmophiolites portées à plus de 2700 m d'altitudeplis, failles inverseset chevauchementsnappes de charriage : la sériestratigraphique est inverséeprisme de collision : empilement d'écailles crustales2gneiss et migmatites : métamorphisme MP / HT et fusion partielle1molasses du bassin d'avant-paysracine crustale : Moho à plus de 50 kmMoho à 30 kmMoho à 30 kmasthénosphèreSCHÉMAplis, failles inverses, chevauchementsSCHÉMAfaire jouer une faille inverseSCHÉMAplisser une sérieROCHEgneiss et migmatiteSCHÉMAles gneiss du dôme du Lévezou : legradient d'une collisionROCHEmolasse du bassin d'avant-paysSCHÉMAle profil sismique des AlpesPANORAMAla chaîne alpine aujourd'hui : plis etnappesraccourcissement horizontal,épaississement verticalérosion et exhumationl'érosion aplanira la chaîne ; une nouvelle distension pourra la fracturer : le cycle de Wilson se refermeCoupe de la chaîne de collision : structures de surface et racine crustaleéchelle régionale ; altitudes du relief multipliées par 4 pour rester lisibles9L'épaississement crustal et la chaîneactuelle35 Ma - actuel•Les contraintes compressives plissent les terrains et fontjouer des failles inverses : le raccourcissement horizontals'accompagne d'un épaississement vertical, donc d'unrelief positif.•Les chevauchements superposent des roches venues derégions éloignées ; au-delà de plusieurs dizaines dekilomètres de déplacement, on parle de nappes decharriage. Un chevauchement inverse la sériestratigraphique.•En profondeur, le profil sismique montre un empilementd'écailles crustales séparées par des chevauchements etdes failles inverses : c'est le prisme de collision.•Sous les Alpes, le Moho n'est plus à 30 km mais à plus de50 km : c'est la racine crustale.•L'épaississement enfouit les roches : l'augmentation de lapression et de la température provoque unmétamorphisme MP / HT et une fusion partielle, à l'originedes gneiss et des migmatites.•L'érosion exhume progressivement ces roches profondeset les ophiolites. La chaîne évoluera vers une pénéplaine,avant qu'une nouvelle distension ne la fracture : le cyclede Wilson se referme.Ce qui date cette étape1Molasses des bassins d'avant-paysCes dépôts détritiques proviennent de l'érosion de lachaîne : leur âge date la surrection, entretenue depuisenviron 35 Ma.2Gneiss et migmatitesLe métamorphisme MP / HT et la fusion partielle qu'ilsenregistrent traduisent l'enfouissement des roches parépaississement crustal.croûte continentalesédimentsmanteau lithosphériqueasthénosphèreserpentinitesfaciès éclogitesgneiss et migmatitesisothermefaillecontraintesmarqueur de terrain qui date l'étapeLes neuf étapes, dans l'ordre chronologique (la largeur des cases n'est pas proportionnelle à la durée)1avant 250 MaDomaine continental2250 - 240 MaRifting continental3200 - 180 MaOuverture de l'océan4180 - 170 MaFusion partielle5180 - 170 MaCroûte océanique6170 - 120 MaExpansion océanique7100 - 50 MaSubduction850 - 35 MaCollision935 Ma - actuelÉpaississementYann Bouyeron - 2026 - svtrek.scientic.org