TS Thème 1.B Le domaine continental et sa dynamique Chapitre 6

TS Thème 1.B Le domaine continental et sa dynamique
Chapitre 6 : La formation des montagnes
Livre p 167
Les Alpes se situe à la frontière de deux plaques aujourd’hui en convergence : la plaque eurasienne ou
eurasiatique et la plaque africaine (ou micro-plaque adriatique).
L’Himalaya se situe à la frontière de la plaque eurasienne et de la plaque indienne ou indo-australienne qui sont
aussi en convergence.
Carte de la localisation des Alpes, du Causase et de l'Himalaya
Comment expliquer la formation de montagnes comme les Alpes ou l’Himalaya dans le cadre de la
théorie de la tectonique des plaques ?
I. Les indices d’un paléoocéan
A. Les traces d’une ancienne marge continentale passive
Livre p 170 et 171
Une marge océanique passive se forme lors de la naissance d’un océan. Elle constituera plus tard sa bordure.
Par mouvement de divergence, la croûte continentale peut être fracturée, étirée aboutissant à la mise en place
d’un rift (voir rift est africain actuel). Des failles normales apparaissent, délimitant des blocs de roches de la
croûte continentale. La croûte continentale s’amincit, un fossé d’effondrement central apparait, l’eau envahit ce
fossé.
Les failles normales concaves sont appelées listriques et les blocs peuvent basculés le long de ces failles. Ces
blocs basculés peuvent être recouverts de sédiments pré-rifts, syn-rifts et post-rifts. Les sédiments syn-rifts
prennent une forment en éventail car ils se déposent lors de la mise en place du rift donc du basculement des
blocs : ils présentent donc des épaisseurs différentes selon leur position sur les blocs basculés.
Dans les Alpes (Oisans proche de Grenoble), on observe des sédiments du Jurassique inférieur (- 200 à – 175
Ma) en éventail sur des blocs de granite de l’Ère primaire ou Paléozoïque.

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B. Les traces d’un ancien domaine océanique
Livre p 168 et 169
Au niveau d’une dorsale, il y a création de lithosphère océanique ou accrétion par remontée de magma. Ce
magma provient d’une fusion partielle des péridotites du manteau asthénosphérique. Le refroidissement du
magma donne des basaltes (roches microlitiques), reposant sur des gabbros (roches grenues).
La lithosphère océanique est donc constituée d’une succession verticale de roches : basaltes en coussin (ou
pillow lava), basaltes en fion, gabbros et péridotites lithosphériques rigides.
Dans la partie interne des Alpes (Chenaillet), on peut observer des ophiolites qui sont des vestiges
métamorphisés des successions des roches de la lithosphère océanique ancienne.
Les péridotites métamorphisées sont appelées serpentinites (Ophis = serpent) car leur aspect rappelle la peau
des serpents.
Serpentinites
II. Les indices d’une paléosubduction
A. Des indices minéralogiques de la paléosubduction
Livre p 172 et 173

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Les gabbros de la croûte océanique ont subi au cours du temps des transformations minéralogiques à l’état
solide sous l’effet de la température, de la pression et de l’hydratation : le métamorphisme.
Les gabbros métamorphisés sont appelés métagabbros.
Par refroidissement et hydratation par éloignement de la dorsale, ils deviennent des schistes verts ou
métagabbros à hornblende, actinote, chlorite : il s’agit d’un métamorphisme BPBT avec hydratation.
Lors de la subduction la pression augmente plus fortement que la température.
Apparaissent des minéraux dont la paragénèse (domaine de stabilité) correspond à des pressions importantes :
Glaucophane, Grenat, Jadéite et coésite.
On parle alors de métagabbros à glaucophane (ou schistes bleus) et métagabbros à grenat et jadéite (éclogites).
Dans les Alpes, on observe un positionnement d'Ouest en Est des métagabbros à métamorphisme croissant : il y
a donc eu paléosubduction sous la plaque adriatique de la plaque eurasienne.
B. Les moteurs de la subduction
Livre p 174 et 175
La lithosphère nouvellement crée au niveau de la dorsale est peu épaisse et chaude : elle flotte sur
l'asthénosphère car elle moins dense qu'elle. En s'éloignant de celle-ci, la lithosphère océanique se refroidit et
s'épaissit par sa base : l'épaisseur de la croûte reste constante (6 Km) mais la partie du manteau lithosphérique
augmente car l'isotherme 1300 °C devient plus profond.
Après 30 Ma, la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère et peut ainsi s'y enfoncer : c'est la
subduction. Grâce à des forces de résistance et aux lithosphère continentales rattachées moins denses, la
lithosphère océanique peut « flotter » jusqu'à 200 Ma selon les forces tectoniques mis en jeu.
De plus les minéraux qui apparaissent par métamorphisme HPBT comme la coésite ou le grenat ont une densité
importante qui amplifient le mouvement de subduction.
III. Les indices d’une collision
Livre p 176 et 177
Après obduction totale de l'océan alpin , les lithosphères continentales des deux plaques entrent en collision car
leur densité ne leur permet pas de s'enfoncer dans l'asthénosphère plus dense. Le compression tectonique due
aux forces de convergence provoque la raccourcissement et l’épaississement de la lithosphère avec formation de
plis (déformation souple plastique plutôt en profondeur où la température est plus élevée), failles inverses
(déformation cassante plutôt vers la surface où la température est plus faible), nappes de charriages...
On observe donc des discordances dans les terrains alpins : des roches plus vielles chevauchent des roches plus
jeunes.
On observe en Himalaya, une subduction continentale encore inexpliquée.
Bilan : Livre p 166, 178, 179, 180, 181