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Lorsque la subduction d'une lithosphère océanique arrive au niveau d'une marge passive (jonction avec la lithosphère continentale), celle-ci s'arrête car la lithosphère continentale ne peut pas pénétrer dans le manteau. S'il n'y a plus de lithosphère océanique "consommable" pour continuer le mouvement de fermeture alors les deux continents s'affrontent directement. Si la contrainte qui régit la fermeture de l'océan est grande les deux continents vont entrer en collision et créer une chaîne de montagne (ou chaîne de collision). Entraîné par le mouvement de subduction précédent, l'un des deux continents peut s'engager sous l'autre, des cassures inclinées apparaissent pour permettre de continuer le mouvement en arrière du blocage : ce sont des chevauchements qui forment des nappes de charriage (tranches de continent déplacées parfois sur plusieurs milliers de kilomètres). Tous les chevauchements qui se superposent finissent par former une chaîne de montagne par surépaisseur. Celle-ci est érodée en surface au fur et à mesure de la montée ce qui ralentit l'élévation des montagnes (par exemple, actuellement, l'élévation des Alpes est entièrement compensée par l'érosion).
La formation de la chaîne de collision est accompagnée par un métamorphisme (intense dans les zones internes de la chaîne). Le métamorphisme est une transformation des roches sous l'effet de la chaleur et/ou de la pression. Il peut aller jusqu'à la fusion partielle des roches. Le magma ainsi produit remonte vers la surface par contraste de densité et forme des plutons granitiques au coeur de la chaîne. Plus tard, grâce à l'érosion, ces plutons granitiques apparaissent à l'affleurement.
Au niveau des Alpes on retrouve cet empilement de nappes de charriage. Les séries sédimentaires présentent des caractéristiques traduisant la collision. On trouve des flyshs et des molasses, caractéristiques de dépôts dans des bassins flexuraux (bassins liés à une flexure de la lithosphère au front d'une chaîne. Flexure sous le poids de l'empilement des nappes). Ces indices sont décelables dès le Sénonien : notamment on y constate une sédimentation régie par un plissement des formations antérieures (sédimentation dans les creux plutôt que sur les sommets de plis).
Dans les Alpes, la géométrie des chevauchements en profondeur (jusqu'à plusieurs kilomètres de profondeurs), a pu être déterminée grâce aux grands profils sismiques réalisés à travers toute la chaîne (profils Ecors-Crop, Géotraverse, EGT). On a ainsi pu déterminer (confirmer des hypothèses liées à l'expérience de terrain et à des profils gravimétriques) que dans les Alpes, l'Afrique est chevauchante sur l'Europe à l'échelle crustale. Ainsi sous les Alpes internes (exemple Grand Paradis) on a un redoublement du Moho (discontinuité de Mohorovicic qui marque en sismique la base de la croûte) avec insertion d'une tranche de manteau entre les deux croûtes.
En surface on trouve de grands chevauchements, notamment en Suisse, avec des nappes d'origine africaine qui chevauchent sur plusieurs centaines de kilomètre des terrains européens autochtones (par exemple, le Cervin fait partie d'une nappe d'origine Africaine, c'est un klippe, c'est à dire une partie maintenant totalement isolée de sa nappe d'origine par le jeu de l'érosion).
Toutes ces structures de collision affectent l'ancienne marge passive européenne : c'est une paléomarge passive. Celle-ci a subi (et continue de subir) une inversion tectonique, qui provoque un intense plissement dans les sédiments déposés au creux de chaque bloc basculé.
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