2.2 Sciences de la Terre Le domaine continental et sa dynamique

2.2
Sciences de la Terre
Le domaine continental et sa dynamique
FORMATION DES RELIEFS
.
Problématique
Comment expliquer l'épaississement de la CC, à l'origine de la
formation des reliefs ?
I. LA FORMATION DES RELIEFS EST ASSOCIEE A LA COLLISION DE BLOCS
CONTINENTAUX
Activité 1
Indices tectoniques
Savoir faire des schémas
de failles inverses
I.1. Données sismiques
Les données sismiques ont permis la mise en évidence d’une racine crustale
associée aux reliefs. Cette racine crustale traduit un épaississement crustale.
I.2. indices tectoniques
Dans les chaines de montagnes, on observe :
 Des plis qui affectent les séries sédimentaires : déformation souple
 Des failles inverses qui sont des déformations cassantes s’accompagnant
d’un raccourcissement et d’un épaississement par empilement de roches ;
 Des nappes de charriage qui résultent de déplacement de terrains. Ces
derniers recouvrent d’autres terrains initialement éloignés. Cet empilement
de terrain entraine un épaississement et la mise en place de contact
anormal.
Plis, failles inverses et nappes de charriage sont donc des indices tectoniques
(structuraux) d’un raccourcissement associé à un épaississement de la croûte dans
les chaines de montagne dans un contexte compressif.
Déformation : changement de forme, de dimensions ou de la localisation d’un
objet géologique
Plis :
structures formées par une transformation ductile des roches
Failles inverse : faille de compression avec un déplacement relatif des
compartiments essentiellement vertical avec resserrement.
Nappes de charriages : chevauchement de grande amplitude lors duquel des
terrains sédimentaires sont transportés sur des terrains en place
lors d’une orogénèse.
Activité 2
Indices pétrographiques
livre
I.3. indices pétrographiques
Au niveau d’une chaine de montagnes, l’épaississement de la croûte continentale
est lié au raccourcissement et aux empilements imposés par les contraintes
tectoniques.
Les roches crustales subissent les conséquences de ces nouvelles conditions. Du
simple fait de leur enfouissement à des profondeurs de plusieurs kilomètres, elles
sont soumises à des températures et des pressions croissantes et se transforment.
DOSSIER 2.2 > FORMATION DES RELIEFS
1
.
> Métamorphisme MP-MT
Sur le terrain, on peut voir des transformations progressives de roches
sédimentaires de surface comme les roches argileuses (pélites) à des roches qui
représentent des argiles de plus en plus transformées (des métapélites) car ayant
été enfouies de plus en plus profondément.
C’est ainsi qu’on observe successivement des schistes, puis des micaschistes et
enfin des gneiss.
Le métamorphisme est la transformation d’une roche à l’état solide du fait des
modifications des conditions de pression et/ou température après sa formation.
Conséquences :
 Changement de texture : apparition d’une schistosité, réarrangement des
minéraux ;
 Changement minéralogique : lorsque les conditions PT varient, certains
minéraux ne sont plus stables. Différents minéraux interagissent
chimiquement pour donner de nouveaux minéraux.
Ex de minéraux indicateurs du métamorphisme MP/MT : grenat, sillimalite (voir 3
p154).
> Fusion partielle accompagnant l’enfouissement de roches lors de la formation
d’écailles tectoniques
Si la température s’élève encore plus, une partie de la roche métamorphique peut
fondre et former un magma. Ce phénomène de fusion partielle constitue
l’anatexie.
Ex : les migmatites. C'est-à-dire un gneiss contenant des lentilles granitiques : ce
granite provient de la cristallisation d’un magma, lui-même produit par fusion des
minéraux du gneiss ayant la température de fusion la plus basse.
II. RECONSTITUTION DE L’HISTOIRE ANTECOLLISION
Activité 3
Indices de la présence
d’un ancien domaine
océanique
II.1. indices de la présence d’un ancien domaine océanique
> ancienne lithosphère océanique : ophiolites
Dans les chaines de montagnes de collision, on trouve la présence d’ophiolite. Ces
ophiolites sont constituées de péridotites transformées en serpentinites, de
gabbros, de basaltes en coussins.
Les ophiolites sont interprétées comme des vestiges d’une lithosphère océanique.
On trouve également associées aux ophiolites des radiolarites : ces roches
sédimentaires témoignent d’une sédimentation de radiolaires en grande
profondeur (sup à 5000m). Ces roches témoignent d’une phase d’une océanisation
achevée.
Ex. dans les Alpes : ophiolites du Chenaillet.
> marges passives
Dans les Alpes on observe la présence de 2 anciennes marges continentales
passives : eurasiatique + africaine. Elles ont été déformée par la suite par la
collision. On note : des blocs basculés séparés par des failles normales, des
sédiments caractéristiques de milieux océaniques peu profonds.
Ces marges passives témoignent de l’ouverture de l’océan.
DOSSIER 2.2 > FORMATION DES RELIEFS
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Activité 4
Indices de la présence
d’une ancienne
subduction
II.2. indices de subduction
> présence de minéraux indicateurs
Dans une roche les associations de minéraux sont stables dans un domaine précis
de P et T, et donc de profondeur. Lorsque les conditions PT changent, la roche subit
des transformations minéralogiques à l’état solide : métamorphisme.
En fonction des différents domaines de stabilité, on note la présence de différents
minéraux indicateurs.
> Dans les chaines de montagnes on trouve des roches d’origine continentale ou
océanique qui contiennent des minéraux indicateurs d’un métamorphisme ayant eu
lieu à différentes profondeurs. On peut ainsi reconstituer le chemin PTt qu’on subit
ces roches.
Ces roches témoignent d’un enfoncement lié à la subduction. Le processus de
subduction est donc à l’œuvre dans la mise en place d’une chaine de montagne.
Activité 4
Indices de la présence
d’une ancienne
subduction
Livre p172
+ feuille calcul excel
II.3. Moteur de la subduction
> Lorsque la plaque lithosphérique s’éloigne de la dorsale, elle se refroidit. Cela a
pour conséquence une plus grande profondeur pour l’isotherme 1300°C qui
marque la limite inférieure de la lithosphère. Avec le temps, la densité de la
lithosphère augmente donc par ajout de manteau lithosphérique plus dense que la
croûte océanique (dont la densité augmente également).
La densité de la lithosphère océanique s’approche ainsi de la densité du manteau
asthénosphérique ceci provoque un enfoncement de la lithosphère océanique. On
parle de subsidence thermique.
Au bout d’un moment, la densité de la lithosphère océanique finit par dépasser
celle de l’asthénosphère. L’équilibre isostatique est rompu et la plaque
lithosphérique finira irrémédiablement par entrer en subduction. Celle-ci peut
cependant être retardée en raison de la force de résistance à l’enfoncement
qu’exerce l’asthénosphère.
La plaque plongeante entraine le reste de la plaque.
Le moteur de la subduction est donc une différence de densité.
(lorsque la force de traction exercée par la plaque plongeante sera supérieure à la
poussé exercée par la dorsale, alors l’océan se fermera.)
>> schéma.
>> Scénario de formation d’une chaine de montagne
 Contexte de convergence : subduction puis fermeture d’un océan.
 Il y a suture des deux lithosphères : subduction de la lithosphère
continentale d’une des deux plaques et collision entre les deux lithosphères
autrefois séparées l’océan.
 Lors de la collision, la croûte continentale s’épaissit par empilement de
nappes de charriage au niveau de la zone d’affrontement des plaques.
+ tous les indices de contexte compressif vus dans le I.
Mots clés : ophiolites, marges continentales passives, subduction, collision,
métamorphisme, subsidence thermique.
DOSSIER 2.2 > FORMATION DES RELIEFS
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