Partie 1B- Chapitre 2
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Partie 1B- Chapitre 2 : Convergence lithosphérique et formation des chaînes de montagne Les Chaines de montagne sont des lieux de convergence lithosphérique. Ces zones d’affrontement entre deux lithosphères renferment des informations qui permettent de reconstituer l’histoire de ces reliefs et de retrouver le moteur de la convergence. Quelles informations nous livrent les roches à l’affleurement dans une chaine de Montagne ? Quel est le moteur de la convergence ? Quelles sont les conséquences de la convergence ? 1- Des traces d’un ancien domaine océanique De nombreuses chaines de montagne renferment des « roches vertes » appelées « ophiolites ». En quoi ces ophiolites sont-elles les traces d’un ancien océan. Activité 1a : La structure D’une lithosphère océanique actuelle (doc. 1, p. 168) Activité 1b : Les ophiolites, des témoins de l’ancien plancher océanique (doc. 2, p. 169) Activité 1c : Des sédiments d’origine océanique associés aux ophiolites (voir doc.) Bilan 1 Dans la zone interne de l’arc alpin, dans le massif du Chenaillet, des roches à l’aspect de « peau de serpent », des ophiolites (ophio = serpent, lithos = pierre), ont été décrites. Elles sont constituées de la succession de coussins basaltiques, gabbro et péridotites serpentinisées. Les ophiolites sont âgées de – 150 à – 80 Ma. Ces roches sont les vestiges de l’ancien plancher de l’océan alpin, écaillées, raclées puis obductées c’est-à-dire charriées sur le continent lors de la collision continentale. La présence de fossiles marins nous renseigne sur la profondeur de l’ancien océan alpin à différents moments de son histoire, ainsi au Trias la présence d’évaporites (gypse) est la preuve d’un début d’océanisation et d’un rift parfois immergé. Au jurassique inférieur (lias : – 220 Ma) l’océan s’approfondi, c’est durant cette période que se dépose les restes d’Ammonites retrouvés à Digne (Haute alpes). Au Jurassique moyen, l’océan atteint une profondeur importante (+ de 4000 m), des dépôts de radiolarites (dépôt de grande profondeur) retrouvés dans la région de Briançon en sont la preuve. 2- Des traces D’une ancienne marge passive Une chaine de montagne peut renfermer des ophiolites et des sédiments, vestiges d’un ancien océan. Retrouve-ton des traces des marges continentales passives qui bordaient alors cet ancien océan ? Activité 1a : Les structures géologiques d’une marge passive actuelle (doc. 1, p. 170) Activité 1b : Une succession de blocs basculés dans les alpes (doc. 2, p. 169 + fiche TP) Bilan 2 Dans la partie ouest de l’arc alpin, dans le massif de Belledonne, on retrouve des blocs basculés et des failles normales, témoins d’une phase en distension lointaine, datée de – 190 Ma. Ces structures correspondent à une marge continentale passive. A cette époque la croûte continentale en s’étirant, s’était alors peu à peu amincie pour finalement se fracturer et donner naissance à un rift continental (l’équivalent du rift est-africain) dans lequel s’engouffre la mer avant de former un véritable océan. Des sédiments anté-rift (datés de -245 à -200 Ma), syn-rift (-200 à -155 Ma), et post- rift (155 à - 135 Ma), caractéristiques des marges passives apparaissent à travers toutes les Alpes, dans les zones dauphinoise, briançonnaise et liguro-piémontaise. On retrouve aussi bien des sédiments de plaine côtière, de plate-forme continentale, de talus continental que des sédiments de plancher océanique retraçant le processus d’océanisation et l’approfondissement progressif de l’océan. 4- Les témoins d’une ancienne subduction La fermeture océanique par subduction a des conséquences sur les roches de la lithosphère océanique : en profondeur, celles-ci se trouvent soumises à de nouvelles conditions de pression et de température. . Quels indices témoignent d’une subduction qui aurait fermé l’océan ? Activité 4a : Des transformations minéralogiques caractéristiques de la subduction (fiche TP) La croute océanique qui subit la subduction est très hydratée. L’hydrothermalisme est à l’origine des premières phases de métamorphisme de la croûte océanique au niveau des gabbros avec l’apparition de la hornblende verte (famille des amphiboles, minéraux hydratés) au dépend de quelques minéraux de pyroxènes essentiellement. Ce métamorphisme de faciès à amphibolites est réalisé à température moins élevée, entre 600 et 900°C, et faible pression. Quelques millions d’années plus tard, la croûte océanique refroidie poursuit son métamorphisme mais cette fois à basse température et faible pression. Les métagabbros à hornblende de faciès à amphibolites voient l’apparition de nouveaux minéraux plus hydratés comme la chlorite (verte) et l’actinote (autre amphibole) toujours au dépend des pyroxènes essentiellement. Les métagabbros à hornblende de faciès à amphibolites donnent naissance à des métagabbros à chlorite-actinote de faciès schistes verts La croute océanique qui subit la subduction est très hydratée. Au cours de la subduction, la croute océanique se transforme et se déshydrate. Les roches de la croute océanique entrainées dans la zone de subduction sont soumises à de nouvelles conditions de température et de pression : elles se transforment à l’état solide (métamorphisme) et se déshydratent. Ces réactions métamorphiques de haute pression aboutissent à la formation de minéraux caractéristiques, le glaucophane (cf. faciès schiste bleu) ou la jadéite (cf. éclogite), de plus en plus pauvres en eau. Activité 4b : Des roches métamorphiques dans les alpes (doc. 2,3 p. 173 + fiche TP) Dans le massif du Queyras, à l'ouest de Briançon, on rencontre des gabbros métamorphisés ou métagabbros présentant des zones colorées en bleu. Cette coloration est due à la présence d'un minéral, le glaucophane. Ce minéral est caractéristique de roches métamorphiques de HP – BT (500°C) du faciès schiste bleue. Plus à l’est, au mont Viso, en Italie, des roches, de composition chimique identique, montrent des cristaux de grenat (rouges) associés à un pyroxène vert, la jadéite. Ces roches portent le nom d'éclogites. Ces roches sont d’anciens gabbros dont la minéralogie a été transformée par des réactions métamorphiques de HP – BT. Ces minéraux de HP ont été préservés lors du retour à la surface grâce à des mouvements tectoniques et à l’érosion. De telles conditions n’existent que dans les zones de subduction : ces indices témoignent de la disparition de la lithosphère de l’océan alpin dans une zone de subduction, la partie chevauchante étant située vers l’Est. Ces formations ont été datées de ‐70 à ‐50 Ma (fin crétacé sup.‐ début tertiaire). Plus à l’est encore, Dans les massifs cristallins internes (Dora Maira) on peut trouver d'autres minéraux caractéristiques: la coésite (quartz habituellement associé aux cratères d'impacts météoritiques) et de petits diamants. Les roches correspondantes ont d'ailleurs été datées autour de ‐ 40MA. On interprète cette zone comme la suture entre les deux plaques africaine au S‐E et européenne au N‐W qui se sont affrontées après la disparition de l'océan alpin. Ces roches, formées à très haute pression, quand la croûte continentale a commencé à sombrer, marquent donc la collision après le blocage de la subduction. Poussés par des mouvements convergents, après un lent phénomène de subduction, les continents qui bordaient l’ancien océan alpin sont entrés en collision, il y a sans doute 35 Ma. Depuis, cette collision se poursuit. 5- Le moteur de la subduction A la surface du globe, l’âge des plus vieilles lithosphères océaniques n’excède pas 200 Ma. En effet, passé cette limite d’âge, la lithosphère océanique plonge dans l’asthénosphère et disparaît. C’est le phénomène de subduction. Quelles sont les causes de la subduction ? Activité 5 : Le moteur de la subduction (fiche TP n°3) Au niveau de la dorsale océanique Au niveau de la dorsale, la lithosphère qui vient de se former est chaude et peu épaisse. Sa densité est plus faible que celle de l’asthénosphère. Loin de l’axe de la dorsale Au fur et à mesure de l’éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. Ce faisant, l’asthénosphère située en dessous se refroidit également. Comme la limite asthénosphère – lithosphère n’est que physique (T°C), la partie supérieure du manteau asthénosphérique devient du manteau lithosphérique lorsque sa Température devient inférieure à 1.300-1.200°C. La lithosphère océanique en s’éloignant de l’axe de la dorsale océanique, s’épaissit donc, aux dépens de l’asthénosphère. Différence de densité lithosphère – asthénosphère et subduction Tout matériau soumis à un refroidissement voit sa densité augmenter (contraction thermique). Le manteau lithosphérique est donc plus dense que le manteau asthénosphérique. Au bout de 50 Ma, lorsque l’épaisseur de la lithosphère océanique dépasse 50 km, sa température ayant suffisamment diminué, sa densité devient supérieure à celle de l’asthénosphère. Comme l’asthénosphère est déformable, la lithosphère océanique a naturellement tendance à s’y enfoncer. Cependant l’asthénosphère exerçant une grande résistance mécanique à l’enfoncement, la subduction ne se réalise qu’au bout de 150 à 180 Ma. Une lithosphère océanique âgée, donc épaisse et dense, s’enfonce spontanément dans l’asthénosphère. Cette force de traction liée à l’enfoncement de la lithosphère océanique est le moteur principal de la subduction et donc du mouvement des plaques. 6- Les traces de la collision continentale Après la fermeture océanique, la collision des continents entraine d’importantes modifications de la lithosphère, en surface et en profondeur. Quel est le devenir de la croute continentale au cours de la collision ?? Activité 6a : Les apports des données géophysiques (doc. 1, p. 176 + video modélisation ac. Montpellier) L’analyse sismique montre que le Moho atteint 50 km sous les Alpes (contre 30 km dans les bassins sédimentaires ou 10 sous le plancher océanique). Quelles structures géologiques met en évidence le profil ECORS ? Quel(s) évènement(s) tectonique(s) ont donné naissance à ces structures géologiques ? Cet épaississement crustal, nommé racine crustale, s’explique par le raccourcissement de la croûte continentale et les chevauchements qui ont pour effet immédiat d’épaissir la lithosphère continentale dans la zone de collision et de générer les reliefs élevés (plus de4807 m mont blanc) De plus, les profils sismiques montrent que les chevauchements visibles en surface se retrouvent aussi en profondeur. De gigantesques nappes sont ainsi "empilées" les unes sur les autres. Le mécanisme créant ces reliefs est appelé orogenèse. Raccourcissement et chevauchements génèrent des frottements à l’origine des séismes enregistrés, encore de nos jours dans les alpes par exemple. Schéma bilan : Un scénario de formation d’une chaîne de montagne Coupes schématiques Nord Evènements géologiques majeurs Asthénosphère 0 Manteau lithosphérique 20 Sédiments du Trias Croûte continentale 40 A -245 Ma, tous les continents sont réunis en un seul, la Pangée. A noter le dépôt de sédiment antérift datant du Trias. Européenne Profondeur (en km) Africaine Sédiments du Jurassique inférieur et moyen 0 20 40 0 Sédiments du Jurassique supérieur et du Crétacé Croûte océanique A -140 Ma, l’océanisation est complète car il apparaît de la croûte océanique. Se dépose alors les sédiments postrift datant du Jurassique supérieur et du Crétacé 20 40 0 A -80 Ma, l’Afrique, repoussée vers l’Europe de par la naissance de l’océan Atlantique, cause la compression. Ceci est à l’origine de la subduction de la croûte océanique du côté de la plaque africaine. 20 40 0 20 40 A -180 Ma, la remontée de l’asthénosphère cause un début d’extension. Apparaît alors des failles normales et des blocs basculés. Naissance de l’océan alpin dans lequel se dépose des sédiments synrift du Jurassique inférieur et moyen. Sédiments récents postcollision Depuis -30 Ma, la subduction a fait place à une collision. De cette collision il y a différents marqueurs : le relief et la racine crustale des plis, des failles et des nappes de charriage Il subsiste tout de même des marqueurs : différentes ophiolites des blocs basculés des sédiments de type marin
