Rift ouest-européen
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Le rift ouest-européen (abrégé en ROE) est un système de grabens intracontinentaux qui traverse l'Europe occidentale.
La formation de ce rift est à l'origine des provinces volcaniques cénozoïques de l'Europe occidentale, telles que le Massif central ou l'Eifel, et induit l'approfondissement des aires subsidentes qui favorise la transgression de la mer oligocène[1].
Il s'étend sur plus de 1 000 km de la Bohême (graben de l'Eger) jusqu'au couloir rhodanien, en suivant la courbure de l'arc alpin. Il est prolongé au nord-ouest par le rift de la mer du Nord et au sud par le rift nord-ouest méditerranéen[2].
Situation géographique et géologique
[modifier | modifier le code]Le rift ouest-européen traverse, de façon subméridienne, l'Europe occidentale depuis la Méditerranée jusqu'à Oslo avec un rameau vers la mer du Nord à partir de Cologne[3].
Provinces géologiques
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Province rhénane
[modifier | modifier le code]Massif Central
[modifier | modifier le code]Prolongements du rift ouest-européen
[modifier | modifier le code]Histoire tectonique
[modifier | modifier le code]Ces grabens se sont formés durant le Cénozoïque à l'avant de la chaîne alpine qui est spatialement et temporellement connectée au rift, une grande partie des grabens étant disposés concentriquement autour du front alpin. La formation d'une profonde racine constituée de manteau lithosphérique sous les Alpes est en effet à l'origine d'un rifting passif par extension de la lithosphère adjacente puis d'un rifting actif par érosion thermique à la base de cette zone lithosphérique adjacente[4].
Volcanisme associé
[modifier | modifier le code]Volcanisme de la province rhénane
[modifier | modifier le code]Volcanisme du massif Central
[modifier | modifier le code]« Le Massif central est la plus importante province magmatique liée à cet épisode de rifting. Le volcanisme de cette province peut être séparé en trois épisodes successifs » (magmatisme pré-rift, syn-rift, post-rift)[5].
Relations entre le rift ouest-européen et l'orogenèse alpine
[modifier | modifier le code]Les datations géochronologiques sur le métamorphisme de type HP-BT[N 1] des zones internes de la chaîne alpine révèlent que la formation de sa racine crustale date de la fin de l'Éocène, tandis que la progression des déformations vers l'ouest se poursuit à l'Oligocène. Elles montrent que le paroxysme de l'orogenèse alpine est contemporain de la formation des grabens et de la sédimentation du rift ouest-européen[6].
La création de la racine crustale est due à la collision entre deux lithosphères continentales : la lithosphère eurasiatique et la lithosphère apulienne (associée à la lithosphère africaine). La déformation de la croûte continentale et du manteau lithosphérique sont découplées à l'interface entre la croûte et le manteau, provoquant la formation d'empilements d'écailles crustales, puis d'une racine lithosphérique sous-jacente. Cette dernière est exclusivement constituée de manteau lithosphérique, qui se révèle plus dense que le manteau asthénosphérique sous-jacent ; cette différence de densité fait que la racine exerce une pression gravitaire verticale sur l'intégralité du système en compression. Cette force de volume permet la poursuite des mouvements compressifs dans la croûte sus-jacente qui s'accompagnent de mouvements extensifs dans la croûte adjacente et de flambage[7]. La pression exercée par la racine lithosphérique sur l'asthénosphère provoque un fluage de cette dernière, qui est expulsée latéralement et remonte vers la croûte adjacente au système compressif ; la racine étant asymétrique, la remontée asthénosphérique ne se fait qu'à l'aplomb de la lithosphère plongeante. En conséquence, la base de la lithosphère adjacente au système compressif reçoit un apport de matériel asthénosphérique chaud qui peut provoquer une érosion thermo-mécanique de cette même lithosphère qui est alors amincie. À la suite de cet amincissement, une phase volcanique peut se développer au niveau de l'anomalie thermique, et la lithosphère peut subir une surrection liée à un réajustement isostasique[8].
Notes et références
[modifier | modifier le code]Notes
[modifier | modifier le code]- Métamorphisme de type haute pression-basse température, typique des collisions continentales.
Références
[modifier | modifier le code]- Monique Schuler, Environnements et paléoclimats paléogènes, éditions du BRGM, , p. 47.
- Michon 2000, p. 6 – 10
- Serge Elmi et Claude Babin, Histoire de la Terre, Dunod, (lire en ligne), p. 53.
- Olivier Merle, Laurent Michon, « Le rift et le volcanisme du Massif Central, un modèle géodynamique globale », sur [planet-terre.ens-lyon.fr], .
- (en) Laurent Michon, Olivier Merle, « The evolution of the Massif Central rift : spatio-temporal distribution of the volcanism », Bulletin de la Société Géologique de France, vol. 172, no 2, , p. 201 (DOI 10.2113/172.2.201, lire en ligne).
- Olivier Merle, Laurent Michon, « Le rift et le volcanisme du Massif Central, un modèle géodynamique global », sur planet-terre.ens-lyon.fr, ENS Lyon, (consulté le ).
- Michon 2000, p. 231
- Michon 2000, p. 234
Voir aussi
[modifier | modifier le code]Bibliographie
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[Michon 2000] Laurent Michon, Dynamique de l'extension continentale : application au Rift Ouest-Européen par l'étude de la province du Massif Central, Clermont-Ferrand, Université Blaise Pascal, , 266 p. (lire en ligne)
Thèse de doctorat- Françoise Bergerat, Déformations cassantes et champs de contrainte tertiaires dans la plate-forme européenne, Paris, Université Pierre et Marie Curie, , 364 p. (présentation en ligne, lire en ligne)Thèse de doctorat
