Partie 1B- Chapitre 2

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).