A. Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique
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RR - 16/04/17 - 769773509 - 1/6 Termle S Chapitre 1.2 2 semaines Convergence lithosphérique et collision continentale ► TP 1. Du Taillefer au Chenaillet I. La collision continentale résulte d'une fermeture océanique A. Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique B. Blocs basculés et sédiments sont des témoins de marge passive ► TP 2. Du Chenaillet au Mont Viso C. Un métamorphisme HP-BT témoigne de la subduction ante collision II. La collision continentale a des conséquences morphologiques et structurales A. Vers la surface la couverture sédimentaire est plissée et fracturée B. En profondeur se forme une racine C. L'élévation de la chaîne résulte de la présence de la racine OBJECTIF ► FIGURE 1. Mouvements relatifs aux frontières de plaques (directions et vitesses) dans Nathan p. 239 fig. 2. ► FIGURE 2. Les reliefs terrestres (carte du fond des océans) dans Daniel p. XVI et Hatier 1eS 3ème de couverture. ► FIGURE 3. Les Alpes franco-italiennes : satellite SPOT dans Hatier p. 315. La lithosphère est divisée en plaques lithosphériques qui présentent des mouvements relatifs. La collision continentale résulte de la convergence de deux lithosphères continentales et conduit à la formation d'une chaîne de montagnes. On cherche à préciser les structures et les phénomènes liés à la collision continentale. ► TP 1. Du Taillefer au Chenaillet I. La collision continentale résulte d'une fermeture océanique ► FIGURE 4. Convergence continentale dans Nathan p. 235 (figure du haut). RR - 16/04/17 - 769773509 - 2/6 A. Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique La plupart des plaques lithosphériques associent croûte océanique et continentale. Une subduction océanique entraîne donc nécessairement un transport de la croûte continentale appartenant à la plaque plongeante jusqu'à la fosse océanique. Quand la lithosphère continentale de la plaque plongeante s'engage dans la subduction, elle peut être chevauchée sur sa marge par des lambeaux de lithosphère océanique qui forment alors des ophiolites. Le mécanisme d'obduction rend compte de ce phénomène ( Voir la conférence de J.-M. Lardeaux). Ophiolites du grec ophis, le serpent et lithos, la pierre du fait de leur aspect écailleux de peau de serpent. ► FIGURE 5. Les ophiolites du Chenaillet dans Nathan p. 220. ► FIGURE 6. Ophiolites et lithosphère océanique dans Nathan p. 220 ► FIGURE 7. Affleurements ophiolitiques dans les Alpes dans Nathan p. 228. Les ophiolites (ou complexes ophiolitiques) sont des roches vertes, semblables à celles des fonds océaniques, mais que l'on rencontre dans les chaînes de montagnes de collision (à plus de 2000 mètres d'altitude). On y observe typiquement de bas en haut : des péridotites, des gabbros, un complexe filonien puis des basaltes en coussins et enfin des sédiments d'origine océanique profonde (radiolarites). Les radiolarites sont des roches provenant de l'accumulation de tests siliceux (squelettes) d'organismes unicellulaires planctoniques marins : les radiolaires. À la surface des océans, les organismes planctoniques à test calcaire (foraminifères...) sont plus abondants que ceux à test siliceux. À leur mort, les deux types des tests sédimentent. Or, à partir d'une certaine profondeur (seuil de compensation des carbonates vers 4000 m = CCD), les tests carbonatés sont dissous et la sédimentation carbonatée est absente. Seule subsiste la sédimentation siliceuse. Les radiolarites sont donc caractéristiques d'une sédimentation en plaine abyssale. La datation paléontologique des radiolarites indique que l'ouverture océanique (accrétion) s'est déroulée du Jurassique (-170 Ma) au Crétacé supérieur (- 70 Ma). Avec une vitesse d'expansion de l'ordre de 1cm/an, cela correspond à un océan étroit d'environ 1000 km de large. Les péridotites du manteau sont initialement de type lherzolite (olivine (40 à 90 %) + clinopyroxènes + orthopyroxènes). Sous la dorsale océanique les clinopyroxènes constituent la phase minérale qui entre en fusion pour donner un magma tholéiitique (= caractéristique des dorsales). Quand le clinopyroxène a entièrement fondu, la péridotite résiduelle est alors de type harzburgite (olivine + orthopyroxènes mais pas de clinopyroxènes). Quand la fusion se poursuit les orthopyroxènes sont à leur tour affectés. La péridotite résiduelle est de type dunite. C'est une péridotite très appauvrie, qui a perdu clino et orthopyroxènes, et qui contient 90 à 100% d'olivine. Dans les ophiolites d'Oman, par exemple, le manteau supérieur est à dominante harzburgitique. Il a donc subi une fusion importante produisant beaucoup de liquide magmatique. Cela correspond à une lithosphère océanique engendrée par une dorsale rapide de type Pacifique. La croûte est épaisse et bien différenciée (gabbros, complexe filonien, basaltes en coussins, radiolarites ). On parle alors de HOT (Harzburgite Ophiolite Type). Dans les ophiolites alpines le manteau supérieur est à dominante lherzolitique (présence de clinopyroxènes, donc taux de fusion faible). La croûte est peu "stratifiée" (gabbros et basaltes de faible épaisseur, pas de complexe filonien au Chenaillet), voire incomplète. Des basaltes en coussins ou même des radiolarites peuvent surmonter directement les péridotites serpentinisées du manteau. On trouve des associations comparables le long de la dorsale Atlantique qui est lente. Ce type d'ophiolite est nommé LOT (Lherzolitic Ophiolite Type). RR - 16/04/17 - 769773509 - 3/6 Quand la marge continentale de la plaque plongeante pénètre dans le manteau la subduction est bloquée du fait de la faible densité de la lithosphère continentale par rapport à celle du manteau, il y a blocage et collision. Dans une chaîne de collision, la suture ophiolitique est généralement très écrasée et se situe donc à la frontière entre les deux marges continentales entrées en collision. B. Blocs basculés et sédiments sont des témoins de marge passive ► FIGURE 8. Les témoins de la marge européenne dans Nathan p. 221. ► CROQUIS CLASSEUR d’après figure 8. VOIR. Témoins d'une ancienne marge passive (carte) dans Bordas p. 244. La zone externe des Alpes occidentales ainsi que l'avant pays cévenol et ardéchois ont échappé aux effets de la collision alpine du Tertiaire. Des failles normales et des blocs basculés en demi-grabben vers l'ouest, y sont conservés. La collision entre blocs continentaux met en contact deux marges continentales qui, en se déformant, sont à l'origine de la chaîne de montagnes. Cependant, certaines parties de la marge conservent leur structure initiale, malgré les déformations. On observe localement la présence de failles normales, formant des blocs basculés en demi-grabben. Elles séparent nettement des roches sédimentaires récentes syn-rift en discordance angulaire et en éventail sur des terrains anciens anté-rift. Les terrains anté-rift sont des micaschistes et des granites du Primaire. Les terrains syn-rift sont des grès, des marnes ou des calcaires du Trias et du Lias. La présence de basaltes typiques des rifts continentaux (spilites) confirme l'interprétation. Le rifting alpin est daté entre - 225 et -165 Ma. Pendant l'ouverture océanique (= accrétion) les sédiments post-rift se déposent sur la marge continentale passive. Dans les Alpes occidentales il s'agit de marnes et de calcaires qui, après métamorphisme, donneront des schistes lustrés. La sédimentation est de plus en plus profonde de l'ouest vers l'est sauf dans la zone briançonnaise qui constituait un haut fond au Jurassique et au Crétacé. ► TP 2. Du Chenaillet au Mont Viso C. Un métamorphisme HP-BT témoigne de la subduction ante collision ► FIGURE 9a. Les témoins d'une paléosubduction dans Nathan p. 222-223. Page 222 figure a, inverser la légende Métamorphisme intermédiaire et Métamorphisme haute pression. ► FIGURE 9b. Carte simplifiée du métamorphisme alpin dans Bordas p. 246247. Dans les Alpes occidentales franco-italiennes les gabbros subissent d'ouest en est un métamorphisme HP-BT croissant (faciès "schistes bleus" dans le Queyras à l'ouest et "faciès éclogite" au Mont Viso plus à l'est). Cela signifie que les roches ont subi une élévation de P et T caractéristique d' une subduction antecollision de la plaque Européenne sous la plaque Africaine (Apulie). On parle parfois de « paléosubduction ». L'élévation de la chaîne alpine, suivie de son érosion (voir § II.C) ont mis à jour ce métamorphisme profond. RR - 16/04/17 - 769773509 - 4/6 La présence de coésite (massifs cristallins italiens (Dora Maira)), forme de quartz stable à ultra haute pression (3 GPa), indique une profondeurs de subduction de près de 100 km. Le quartz, absent de la croûte océanique, est un indice de croûte continentale qui ne devrait pas plonger du fait de sa faible densité. Il faut donc imaginer une "descente forcée" par entraînement d'un morceau de croûte dans la subduction (voir Nathan p. 223 et 229 texte et figure 5, fig. 8b étoile). Quand les métagabbros sont remontés vers la surface par la collision ou les phénomènes qui l'accompagnent le faciès est généralement conservé. Cependant, lors de la décompression, des transformations minéralogiques inverses du métamorphisme prograde de la subduction, peuvent se produire. On parle alors d'un métamorphisme rétrograde. On peut alors observer des minéraux "relique" entourés d'une couronne réactionnelles témoignant des nouvelles conditions de T et P. La datation des minéraux du métamorphisme correspond à l'apparition des sédiments de type flysch vers - 85 à - 80 Ma. Le volcanisme de type explosif (calco-alcalin) est peu représenté dans les Alpes (daté de 30 à 40 Ma). Il est le témoin d'une subduction à faible pente (cf. ts11tp1). II. La collision continentale a des conséquences morphologiques et structurales Bien que la subduction soit bloquée, les contraintes horizontales qui provoquent la convergence subsistent (les courants de convection mantelliques persistent). Le raccourcissement ne pouvant plus être compensé par subduction il entraîne des déformations. A. Vers la surface la couverture sédimentaire est plissée et fracturée ► FIGURES 10a à 10d. Les témoins d'un raccourcissement dans Nathan p. 216-217. L'utilisation d'un lacet permet d'évaluer le raccourcissement. ► FIGURE 11. Déformations tectoniques et raccourcissement dans Hatier p. 330. ► VOIR. Modélisation analogique et numérique dans Nathan p. 226-227. ► VOIR. Technique des coupes équilibrées dans Nathan p. 225. Une roche enfouie supporte le poids des roches situées au dessus, c'est la pression lithostatique. Cette dernière ne provoque pas de déformation si les contraintes qu'elle entraîne sont identiques dans toutes les directions de l'espace (isotropie). Or, lors d'une collision, la compression détruit l'état d'équilibre des forces en cours d'enfouissement. Il en résulte que les contraintes sont plus importantes dans la directions horizontale que dans la direction verticale (anisotropie). Les roches subissent alors des déformations. Vers la surface, la pression agit seule, les déformations sont plutôt cassantes (failles). Plus en profondeur, la température agit en même temps que la pression, les déformations sont plutôt plastiques. Les plis se forment par flexion plastique des roches. Les failles inverses sont des cassures qui entraînent un raccourcissement. Un chevauchement résulte des deux phénomènes précédents et conduit des terrains anciens à en recouvrir de plus récents. Un charriage (ou nappe de charriage) est un chevauchement de grande ampleur pouvant dépasser la centaine de kilomètres. Critères qui permettent de reconnaître un chevauchement (terrain, carte ou coupe) : - contact anormal (= discontinuité entre les séries géologiques) ; - structures de déformation (failles inverses, plis, plis-faillle) ; - anomalies chronologiques (terrains anciens surplombant des terrains plus jeunes). RR - 16/04/17 - 769773509 - 5/6 Toutes ces structures attestent d'un raccourcissement entre l'Europe et l'Afrique (Apulie). Dans les Alpes les couches de gypse du Trias ont souvent constitué le "plan de glissement" facilitant le charriage. Dans les chaînes subalpines septentrionales, les reliefs sont soulignés au niveau des synclinaux perchés par des calcaires durs qui forment les barres Tithoniques et Urgoniennes. Ces déformations sont visibles aussi bien à l'échelle du paysage, qu'à celle de l'échantillon comme à celle du minéral. La tectonique en compression n'est bien visible que dans les zones externes. Dans les zones internes, elle masquée par une tectonique tardive en extension liée au démantèlement de la chaîne (voir II.C). ► FIGURE 12. Profil ECORS à travers les Alpes dans Bordas p. 250 et dans Nathan p.218-219. ECORS = Etude de la Croûte continentale et Océanique par Réflexion et réfraction Sismiques ► VOIR. Profil ECORS animation Format PowerPoint ou format Web ► FIGURE 13. Collision continent-continent dans Boileau p. 117. ► FIGURE 16. Evolution d’une chaîne de montagnes B. En profondeur se forme une racine Au fur et à mesure de l'engagement de la marge continentale dans le plan de subduction elle subit un écaillage en lames crustales successives et de plus en plus épaisses. Il en résulte un empilement de lames crustales débitées soit dans une seule marge, soit dans les deux marges entrées en collision (= prisme de collision). Cela entraîne : - un épaississement crustal localisé, la racine (enfoncement du Moho), pouvant atteindre 70 km d'épaisseur (doublement de l'épaisseur initiale) ; - l'apparition de grands chevauchements crustaux qui affectent aussi les formations sédimentaires superficielles. Les déformations observables à l'affleurement (plis, failles, charriages) traduisent le raccourcissement, se retrouvent à l'échelle de la croûte. N.B. L’épaississement crustal ne serait pas accompagné d’un épaississement lithosphérique. La lithosphère conservant une épaisseur constante. C. L'élévation de la chaîne résulte de la présence de la racine Le matériel continental, enfoui par la collision dans la racine de la chaîne de montagnes, est moins dense que le manteau. Il va donc remonter par différence de densité (poussée d'Archimède s'appliquant sur la racine, ) et provoquer un relief en soulevant les roches sédimentaires à une altitude élevée alors qu'elles avaient été mises en place en milieu océanique (isostasie). Il est important de constater que la formation de la racine précède l'édification du relief et que plus la racine est importante plus le relief sera élevé et maintenu pendant une longue durée. Accompagnement. La collision est accompagnée et suivie d'autres phénomènes géologiques (fusion partielle, métamorphisme, formation de granites, érosion, extension, effondrement gravitaire...) qui ne font pas partie du programme. Sans que cela puisse faire l'objet d'une question à l'examen, on peut évoquer le processus d'érosion qui, couplé à la poussée d'Archimède s'appliquant à la racine crustale, est présenté comme un des moteurs du retour à une épaisseur normale de la croûte. RR - 16/04/17 - 769773509 - 6/6 Les matériaux surélevés de surface sont soumis à l'altération et à l'érosion ce qui tend à effacer le relief. La couverture sédimentaire est érodée et le cœur de l'ancienne racine est mis à jour (par exemple remontée vers la surface des faciès schistes bleus et éclogite du métamorphisme HP BT lié à la subduction (cf. TP 2)). La masse de relief diminuant (érosion), la racine poursuit sa remontée (comme un bateau que l'on décharge). L'érosion continue jusqu'à ce que la racine ait entièrement disparu et que la croûte continentale ait retrouvé son épaisseur moyenne de 30 km environ. La chaîne montagneuse est ainsi rapidement bordée de puissantes accumulations sédimentaires (molasses) qui résultent de sa destruction progressive. Les molasses sont évacuées vers deux fossés tectoniques allongés parallèlement à la ligne de relief. La fosse molassique externe est située sur l'ancienne plaque plongeante. La fosse molassique interne s'allonge sur la plaque chevauchante au delà des zones de superposition de lames crustales liées à la collision. Extension. Dans les chaînes de collision anciennes, la contrainte horizontale liée à la convergente tend à s'annuler. La chaîne "s'étale" alors sous son propre poids, il en résulte une extension généralisée (failles normales visibles dans les domaines alpins internes) ou effondrement gravitaire. Métamorphisme. Dans une chaîne de montagnes l'augmentation de pression liée à l'enfouissement et l'augmentation de température liée à la profondeur entraînent un processus de métamorphisme HP HT. Fusion partielle. Si la base de la croûte était suffisamment chaude et si la remontée de la racine est suffisamment rapide pour que la croûte n'ait pas le temps de refroidir, la décompression adiabatique entraîne une fusion partielle de la croûte continentale. Il y a formation de magma granitique (riche en silice et en éléments alcalins). L'importante viscosité de ce magma granitique ne lui permet généralement pas de parvenir en surface et d'être à l'origine d'un volcanisme. Il remonte en recoupant les unités tectoniques empilées de la chaîne et provoque la formation de granitoïdes intrusifs (plutons) ou de migmatites ("bulles" de granites dans du gneiss) largement visibles dans les massifs anciens très érodés (ex. Massif Central ou Massif Armoricain qui appartiennent à la chaîne Varisque = Hercynienne). Métamorphisme et migrations magmatiques, apportent ainsi une contribution décisive à la mise en place du gradient de densité croissant relevé dans la croûte continentale, de la surface jusqu'au Moho. BILAN La collision continentale fait suite à une subduction océanique qui se bloque quand les marges continentales entrent en contact. La convergence est alors absorbée par la déformation des marges (plis, des failles et des charriages) qui se raccourcissent et s'épaississent (racine), conduisant à la formation d'une chaîne de montagnes. Dans les Alpes, le raccourcissement est de l'ordre de 3 ou 4 fois la longueur initiale. Accompagnement. À titre de synthèse, on illustre schématiquement l'évolution de la lithosphère depuis l'ouverture océanique jusqu'à la collision continentale. ► FIGURE 14a et 14b. Bilan de la partie géologie dans Nathan p. 234-235 ► FIGURE 15. Les Alpes franco-italiennes : carte géologique simplifiée dans Hatier 3e de couverture. POUR EN SAVOIR PLUS ► A visiter http://www.labosvt.com/TransAlpes ► La collision continentale : L’Himalaya, comparaison Alpes Himalaya, Caractères généraux des chaînes de collision) dans APBG 2004-4 (niveau universitaire) ► La Recherche n° 365, juin 2003 p. 30 : Les Alpes battent en retraite
