Convergence et collision continentale

(1 semaine)
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onvergence et collision continentale
onvergence et collision continentale
Introduction :
Les Alpes sont formées de roches très différentes les unes des autres.
Quels phénomènes géologiques ont permis de regrouper des roches si différentes dans une même
zone géographique ?
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1 Les témoins d'une marge passive et d'un océan. Les témoins d'une marge passive et d'un océan.
TP : Des indices permettent de reconstituer l'Histoire des Alpes.
1.1
1.1 Des indices tectoniques. Des indices tectoniques.
A l'ouest des Alpes, des failles sont orientées Nord-Est Sud-Ouest. Ce sont
des failles normales qui traduisent une extension datant de - 190 Ma
(Document 1 page 244) à l'origine d'une marge passive.
1.2
1.2 Des indices sédimentaires. Des indices sédimentaires.
Dans les alpes, des séries sédimentaires peuvent atteindre des centaines
de mètres alors que dans d'autres endroits elles ne font que quelques mètres
(Document 2 page 245). La seule explication possible est que la
sédimentation se soit faite pendant le basculement des blocs lors de la
formation d'un rift (sédimentation synrift).
Ces structures sont similaires aux marges continentales passives
actuelles.
Elles témoignent donc de l'étirement et de l'amincissement d'un continent ayant abouti à sa rupture et
à l'ouverture d'un océan.
On rencontre dans les Alpes des radiolarites qui indiquent la présence d'un océan ancien très profond
(Document 2 page 243) daté de - 160 Ma.
En effet, ces roches sédimentaires proviennent de l'accumulation de tests siliceux de petits
organismes : les radiolaires dans des milieux calmes et profonds.
L'absence de calcaire montre qu'ils se sont déposés à plus de 4000 mètres de profondeur.
Remarque : le carbonate de calcium est complètement dissout au delà de 4000 mètres de profondeur.
Cette limite est appelée C.C.D. (Carbonate Compensation Depth).
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1.3 Des vestiges d'un plancher océanique. Des vestiges d'un plancher océanique.
Dans le massif du Chenailler, on retrouve les indices d'une ancienne lithosphère océanique (Pages 240
et 241) :
–des basaltes à l'aspect de coussins qui ressemblent fortement aux basaltes des dorsales océaniques
actuelles,
–des métagabbros contenant de l'hornblende ou de la chlorite et de l'actinote (ce sont des gabbros
qui ont subi un métamorphisme hydrothermal),
–de la serpentinite (elle provient de l'hydratation de l'olivine et du pyroxènes du manteau
lithosphérique).
Ces minéraux appartiennent au faciès « schistes verts » et témoignent d'un métamorphisme
hydrothermal lié à l'expansion océanique.
Ces trois roches sont des ophiolites. Elles sont dans ce cas les témoins d'une lithosphère océanique
qui n'est jamais entrée en subduction (les minéraux constitutifs de ces roches n'ont pas subi de
métamorphisme haute pression).
Cette formation datée à - 150 Ma donne une estimation de l'âge de l'océan.
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2 Les témoins d'une subduction anté-collision. Les témoins d'une subduction anté-collision.
2.1
2.1 Les minéraux des roches : témoins d'une subduction. Les minéraux des roches : témoins d'une subduction.
A l'est du Chenaillet, dans le Massif de Queyras, des roches contiennent de la glaucophane (Document
1a page 246). Elles appartiennent donc au faciès « schistes bleus ». Elles témoignent d'une augmentation
de la pression (25 km) et d'une déshydratation qui a eu lieu dans une zone de subduction.
Si on se déplace encore vers l'est, dans le Massif du Mont Viso, les roches contiennent des grenats et
de la jadéite (Document 1b page 246), ce sont donc des « éclogites » qui se sont formées à la suite à une
forte déshydratation liée à une augmentation de la pression (50 km) et de la température dans une zone
de subduction.
Ces roches étant visibles en surface, elles seraient donc remontées à la surface après avoir subi une
subduction.
Ces métagabbros qui datent de - 60 Ma nous renseigne sur la période de subduction dans les alpes.
2.2
2.2 Une zonation du métamorphisme. Une zonation du métamorphisme.
Le métamorphisme haute pression est croissant d'Ouest en Est, il traduit le sens de la subduction. La
plaque « française » aurait donc plongé sous la plaque « italienne » (Document 2 page 247).
2.3
2.3 Une partie de la croûte continentale aurait entamé une subduction. Une partie de la croûte continentale aurait entamé une subduction.
Des roches de la partie interne de l'arc alpin contiennent de la coésite (Document 1c page 246) .
Ce minéral est un quartz qui a subi une très forte pression (80 km). Cela indique que la croûte
continentale aurait donc subi une subduction.
Les roches contenant la coésites datent de -50 à -40 Ma. Elles marquent la transition subduction /
collision.
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3 Les témoins d'une collision continentale. Les témoins d'une collision continentale.
3.1
3.1 Le raccourcissement crustal. Le raccourcissement crustal.
Plusieurs phénomènes sont impliqués ( Document 10) :
–Des déformations cassantes, les failles inverses
(des roches plus anciennes chevauchent des roches
plus récentes) sont d'anciennes failles normales qui
ont rejoué en failles inverses lors de la collision
(Document 2 page 248).
–Des déformations souples, les plis (Document 1
page 248).
–Des chevauchements et des charriages traduisant
des contacts anormaux dans les séries sédimentaires :
des terrains plus anciens ont été déplacés, parfois sur
plusieurs dizaines de kilomètres, et viennent recouvrir des séries sédimentaires plus récentes
(Document 3 page 249).
3.2
3.2 L'épaississement crustal : conséquence du raccourcissement L'épaississement crustal : conséquence du raccourcissement
crustal.
crustal.
Les conséquences de l'épaississement crustal sont (Document 1 page 250) :
–Des reliefs positifs en surface.
Des écailles crustales qui s'empilent les unes sur les autres et donnent naissance aux reliefs positifs
élevés (4808 mètres pour le Mont Blanc).
–Des reliefs négatifs en profondeur.
Au niveau des Alpes, le Moho (limite croûte / manteau) est beaucoup plus profond que d'habitude, il
peut atteindre 50 km au lieu de 30 km. Il correspond à un épaississement de la croûte en profondeur
appelé racine crustale.
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Document 10 : Plis, faille inverse, chevauchement.

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4 Naissance et disparition d'une chaîne de montagnes. Naissance et disparition d'une chaîne de montagnes.
4.1
4.1 De l'océan alpin à la chaîne alpine. De l'océan alpin à la chaîne alpine.
Document 11 : De l'océan alpin à la chaîne alpine.
Les blocs basculés témoignent de la fracturation de la partie
supérieure de la croûte continentale lors de l'ouverture d'un rift
continental par amincissement d'une lithosphère continentale en
raison des forces d'extension.
L'accrétion océanique correspond à la rupture totale de la
croûte continentale en deux continents (Europe et Afrique), qui
vont s'écarter l'un de l'autre en raison de l'expansion océanique.
L'histoire de la chaîne alpine débute vraiment par l'arrêt de
l'expansion de l'océan alpin et par la subduction de sa lithosphère
océanique qui accompagne sa fermeture.
Une fois l'océan alpin résorbé, les lithosphères continentales
sont entrées en collision et ont petit à petit donné naissance aux
reliefs des Alpes.
Bilan : des mouvements d'extension ont provoqué l'ouverture
puis la formation de l'océan alpin. Puis les mouvements de
raccourcissement ont conduit progressivement à la disparition de la lithosphère océanique de l'océan
alpin (subduction). Lorsque cette disparition fut totale, les deux masses continentales qui bordaient cet
océan sont entrées en collision et ont formé une chaîne de montagnes : les Alpes.
4.2
4.2 Évolution d'une chaîne de montagnes. Évolution d'une chaîne de montagnes.
Après la collision, lorsque les forces de compression cessent, la chaîne de montagnes est soumise à
une évolution tardive : étalement par extension et érosion de la chaîne, qui conduisent à sa
pénéplanation.
Le relief positif s'érode et parallèlement le relief négatif à tendance à remonter. Des roches formées
en profondeur comme les éclogites se retrouvent en surface.
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5 Conclusion. Conclusion.
Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des témoins de marges passives (sédiments, blocs
basculés), ainsi que des témoins d'une croûte océanique non subduite (ophiolites).
Il existe aussi des roches qui contiennent des témoins minéralogiques des conditions de
pression et température d’une subduction. Il s’agit d’éléments d’une ancienne lithosphère
océanique subduite et ramenée en surface (ophiolites).
De plus, les marges passives sont déformées et témoignent de la collision continentale. La
convergence est ici absorbée par la déformation des marges qui se raccourcissent et
s’épaississent, conduisant à la formation d’une chaîne de montagnes. Les conséquences les
plus visibles du raccourcissement et de l’épaississement de la croûte continentale sont :
- une topographie particulière (des reliefs élevés associés à une racine crustale),
- des plis, des failles et des charriages.
La collision résulte de la convergence de deux lithosphères continentales. Elle fait suite en
général à une subduction et conduit à la formation d’une chaîne de montagnes.
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- 190 Ma
- 60 Ma
- 50 Ma
à
- 40 Ma
- 150 Ma