A. Les ophiolites sont des lambeaux de lithosphère océanique

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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).
Termle S
Chapitre
1.2
2 semaines

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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).

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 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. 246-
247.
 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.

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 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).

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 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.