1-B-2 CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET FORMATION DES
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1-B-2 CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET FORMATION DES CHAINES DE MONTAGNE Notions 1. La formation d’une chaîne de montagne peut s’expliquer par la disparition d’un ancien domaine océanique dans un contexte de convergence Certaines chaînes de montagne présentent les vestiges d’un ancien domaine océanique (ophiolites et anciennes marges passives) aujourd’hui disparu par subduction. Les ophiolites, fragments de lithosphère océanique incorporés à une chaîne de montagne, sont les témoins d’un domaine océanique disparu. Elles matérialisent la suture située entre deux plaques qui se sont affrontées. - - Dans certaines chaînes de montagnes affleurent des ophiolites, complexes de roches constituées verticalement (de la base vers le sommet) de péridotites serpentinisées (roches du manteau transformées par hydrothermalisme), de gabbros (roches magmatiques plutoniques) et de basaltes (roches magmatiques volcaniques). Ces roches sont les mêmes que celles que l’on peut observer au niveau d’un plancher océanique actuel et elles sont disposées de la même façon La disposition des ophiolites (au cœur des chaînes de montagne) suggère que la formation d’une chaîne de montagne soit associée à la disparition d’un domaine océanique par subduction dans un contexte de rapprochement (convergence) de deux plaques lithosphériques. Dans les chaînes de montagne, on peut également retrouver les vestiges d’anciennes marges continentales passives. Ces structures « fossiles » sont les témoins de l’ouverture d’un ancien océan. - - Les marges passives anciennes sont identifiables grâce à des arguments pétrographiques (roches) et structuraux. Elles sont principalement caractérisées par un ensemble de blocs basculés séparés par des failles normales (contexte extensif). La disposition des sédiments, avec notamment des variations latérales d’épaisseur (sédiments syn-rift), traduit un approfondissement progressif du milieu dû au fonctionnement des failles normales au cours de l’ouverture océanique. Ces structures « fossiles », identifiables dans les chaînes de montagnes, sont comparables aux marges passives que l’on peut trouver actuellement en bordure des continents. Les chaînes de montagne présentent les vestiges de matériaux océaniques et continentaux qui ont subi des transformations minéralogiques (métamorphisme) par subduction. L’étude des roches métamorphiques retrouvées à l’affleurement dans les chaînes de montagne (ophiolites entre autres) révèle la présence de minéraux caractéristiques des domaines de haute pression et basse température. De tels assemblages minéralogiques sont les indicateurs de transformations des matériaux océaniques et Activités, supports continentaux entraînés à plus ou moins grande profondeur par subduction. 2. Le moteur de la subduction Le phénomène de subduction est principalement entretenu par l’augmentation de la densité de la lithosphère océanique qui se refroidit (subsidence thermique) La lithosphère océanique nouvellement formée au niveau d’une dorsale est relativement mince et chaude. Elle est en équilibre sur l’asthénosphère car elle est moins dense que cette dernière. Au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit par ajout d’une semelle de manteau froid. Sa densité augmentant et devenant supérieure à celle de l’asthénosphère, conformément au principe d’Archimède, elle s’enfonce dans l’asthénosphère ductile. Cela explique que l’âge de la croûte océanique en surface n’excède pas 200 Ma. 3. La collision, affrontement de deux lithosphères continentales. Dans l’histoire une chaîne de montagne, la collision succède à la subduction. Ce phénomène est à l’origine de déformations (plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriages), du relief positif et de l’épaississement crustal. Lorsque l’ensemble du domaine océanique a disparu par subduction, une des lithosphères continentales peut être entraînée par la lithosphère océanique plongeante (subduction continentale) La densité de la croûte continentale étant plus faible que celle de la lithosphère océanique, cette subduction finit par se « bloquer ». Le raccourcissement imposé par la convergence ne peut plus être absorbé par la subduction : la collision entre les deux lithosphères continentales prend le relai et la lithosphère continentale est contrainte de s’adapter à la compression tectonique. Plis, failles inverses traduisent les contraintes exercées au cours de la collision - Les plis sont le résultat d’une déformation plastique des roches en profondeur (température plus élevée) Des les zones superficielles, plus froides, les roches ont un comportement cassant et se fracturent en failles inverses. Les études sismiques montrent que les chevauchements et charriages observés en surface peuvent affecter l’ensemble de la croûte. L’empilement de matériaux « en écailles superposées » qui en résulte contribue à la formation des reliefs en surface, compensés en profondeur par la racine crustale.
