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Chapitre 2 : la formation des chaînes de montagne. Cours 1
Thème 1 - La Terre dans l'Univers, la vie, l'évolution du vivant Cours
Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique
Chapitre 2 : La formation des chaînes de montagne
Introduction : En domaine continental, on observe des chaînes de montagne, caractérisées par
- des reliefs élevés,
- une racine crustale profonde.
On s’intéresse aux chaînes de montagne intra-continentales comme les Alpes, l’Himalaya, les Pyrénées.
Comment expliquer la formation de ces chaînes de montagne ?
Comment reconstituer le scénario de l’orogénèse (=formation de la chaînes de montagne) ?
Pour savoir, on cherche des indices de leur formation dans les chaînes de montagne.
Bilan de l’activité 1 : : promenade virtuelle dans les Alpes
1. Les traces d’un ancien domaine océanique
Présence d’ophiolites, qui sont des lambeaux de lithosphères océaniques (basaltes, gabbros et péridotites) présents
en domaine continental.
Schéma 1 : structure d’une ophiolite
→ La présence d’ophiolites témoigne de l’existence d’une lithosphère océanique, c’est à dire du plancher d’un
ancien océan, à l’emplacement actuel de la chaîne de montagne.
2. Les traces d’une ancienne marge passive
Dans les océans actuels, on observe des marges passives qui bordent l’océan et sont des témoins de la déchirure
continental ayant donné naissance à l’océan.
marge = portion de lithosphère faisant la transition entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale
marge passive = marge ne présentant pas d’activité sismique ni volcanique.
Ces marges passives bordent l’océan et sont des témoins de la déchirure continentale ayant donné naissance à
l’océan.
Dans les chaînes de montagne, on observe des séries sédimentaires présentant une structure en blocs basculés avec
des failles normales. Il s’agit d’anciennes marges passives de l’océan dont le plancher a donné les ophiolites.
Schéma 2 : structure d’une marge passive
→ Les traces d’anciennes marges passives témoignent d’une déchirure continentale ou rifting, du à une tectonique
en extension et conduisant à la formation d’un océan.
Ces d’anciennes marges passives témoignent d’une divergence (= mouvement opposé des plaques).
3. Les témoins d’une subduction passée
Les roches métamorphiques contiennent des minéraux spécifiques, des minéraux métamorphiques.
Les associations de minéraux métamorphiques dans une roche sont appelées faciès ou domaine métamorphiques.
Roche initiale → Roche métamorphique
Minéraux → Minéraux métamorphiques + minéraux reliques ou résiduels
(= déjà présents dans la roche initiale).

Chapitre 2 : la formation des chaînes de montagne. Cours 2
Les gabbros (et les basaltes) de la croûte océanique peuvent être métamorphisés en métagabbros (ou
métabasaltes). Les métagabbros (ou métabasaltes) peuvent être :
des schistes bleus
(faciès schistes bleus)
Minéraux métamorphiques :
glaucophane (bleu) + jadéite (vert)
des éclogites
(faciès éclogite)
Minéraux métamorphiques :
grenat (rouge) + jadéite
Suivant l’importance du métamorphisme, c’est à dire l’importance de la variation de la pression et/ou de la
température, différentes associations de minéraux métamorphiques apparaissent.
Ainsi, en identifiant les associations de minéraux métamorphiques, c’est-à-dire les faciès métamorphiques, on peut
déterminer les conditions de pression et/ou de la température auxquelles ont été soumises la roche.
→ Les métagabbros des faciès schistes bleus et les éclogites de la chaîne de montagne témoignent d’un
métamorphisme haute pression - basse température affectant les roches de la croûte océanique.
Ce métamorphisme est actuellement observé dans les zones de subduction.
La subduction est le plongement d’une lithosphère océanique âgée dans l’asthénosphère, sous une autre
lithosphère océanique ou continentale.
→ Les métagabbros des faciès schistes bleus et les éclogites témoignent donc d’une subduction passée dans les
chaînes de montagne.
Ils sont les témoins d’une convergence de plaques lithosphériques (=rencontre de plaques).
Mais comment expliquer le phénomène de la subduction ? Quel est le moteur de la subduction ?
Bilan de l’activité 2 : : âge et plongement de la lithosphère en subduction?
Bilan de l’activité 3 : Quel est le moteur de la subduction ?
A partir d’un certain âge, la lithosphère océanique à une densité supérieure à celle de l’asthénosphère
(alors que la densité de la lithosphère continentale reste toujours inférieure à celle de l’asthénosphère).
En effet, en s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique vieillit et se refroidit au contact de l’eau de mer.
Ainsi l’isotherme 1 300°C, marquant la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, s’enfonce dans le manteau.
Ainsi le manteau lithosphérique s’épaissit par le bas donc la lithosphère océanique s’épaissit.
Etant donné que le manteau lithosphérique est plus dense que le manteau asthénosphérique (qui est plus chaud,
donc moins dense), la lithosphère océanique en s’épaississant devient plus dense que l’asthénosphère. Elle est
donc condamnée à sombrer dans lithosphère océanique.
On parle de subsidence (=enfoncement) thermique (=liée à son refroidissement) de la lithosphère océanique.
→ Le moteur de la subduction = différence de densité entre la lithosphère océanique âgée et l’asthénosphère.
Il n’existe pas de lithosphère océanique plus âgée que 200 Ma.
Ainsi la lithosphère vieillissante, plus dense, tracte le reste de la lithosphère.
Schéma 3 : la subduction
4. Les indices d’une collision continentale
La convergence entraine la subduction puis l’affrontement des deux lithosphères continentales
Suture = ophiolites, une partie de la croûte continentale entre en subduction puis
une tectonique de compression d’où l’apparition de plis, failles inverses, nappes de charriage.
Schéma-Bilan : scénario d’une chaîne de montagne.