Chapitre 2 : La formation des chaines de montagne

Chapitre 2 La formation des chaines de montagne Introduction : Les dorsales sont des zones de divergences de plaques, les failles transformante sont des zones de coulissage. Pour les mouvements de convergence, les zones de subductions ont étaient étudiées en première, en terminale nous étudierons la formation des chaines de montagne à la suite d’une collision. I)
Les traces d’une ancienne lithosphère océanique On trouve au niveau des chaines de montagnes des superpositions de roches de basaltes en coussin et de gabbros qui normalement constituent la croute océanique et de péridotite métamorphisés du fait d’un métamorphisme hydrothermal, appelé serpentinites. Ces roches sont les vestiges d’un ancien plancher océanique âgé dont des lambeaux ont étaient portées en altitude lors de la collision continentale. Ces roches sont appelées des ophiolites. La présence de ces ophiolites et donc de l’ancien planché océanique prouve qu’il y avait un océan a cet endroit. II)
Les traces d’une marge continentale passive 1) Une marge passive se forme lors de la naissance d’un océan Une marge passive est une limite entre une lithosphère continentale et une lithosphère océanique sous les océans et qui n’est pas le siège de sismicité ou de volcanisme. On en trouve par exemple de part et d’autre de l’océan atlantique. Lors d’une déchirure continentale du fait d'un mouvement de divergence il se forme un rift continental : des failles normales encadre un fossé d’effondrement centrale et son limité a l’extérieur par des blocs basculer. Une invasion marine submerge le fossé, des sédiments se déposent et il se forme une mer de type mer rouge. Puis une dorsale se met en place qui est a l’origine ???? et il se forme ainsi un océan délimité par les deux parois du rift appelé marge passive. 2) Les caractéristiques de la marge passive Les caractéristiques de la marge passive sont fracturées par un ensemble de failles normales délimité par des blocs basculés recouvert de sédiments. Les sédiments les plus anciens qui ont étaient basculés avec les blocs qu’ils surmontent sont en forme éventail, les plus récents ne sont pas affecté par la faille et son horizontaux. 3) Les vestiges de marges passives dans les alpes Au niveau des alpes on retrouve un ensemble de failles normales qui sépare des blocs basculés de croute continentale sur lesquels sont présent des couches de roche sédimentaire en forme d’éventail. Ceci prouve que cette région correspond a l’ancienne marge passive de l’ancien océan alpin. III)
Les témoins d’une ancienne subduction 1) La subduction et la conséquence du vieillissement de la croute océanique La lithosphère océanique au niveau de la dorsale du fait de nombreuses failles va s’hydrater, ce qui entraine d’une part un métamorphisme hydrothermal et un refroidissement de la roche qui devient plus dense. Le refroidissement de la lithosphère entraine un approfondissement de l’isotherme 1300°C qui sépare le manteau lithosphérique de l’asthénosphère. L’épaisseur du manteau lithosphérique s’accroit donc lorsque la lithosphère s’éloigne de la dorsale. Cette lithosphère plus dense s’enfonce lentement, c’est la subsidence thermique. Lorsque la lithosphère océanique a une densité qui devient supérieur a celle de l’asthénosphère, la flottabilité de la lithosphère s’annule, mais la lithosphère océanique étant relié et soutenue pas la lithosphère continentale, reste en surface. Si un mouvement de compression survient et que la plaque se casse, elle se désolidarise de ses flotteurs et plonge dans l’asthénosphère. C’est donc la différence de densité être la lithosphère et l’asthénosphère qui est le principal moteur de la subduction. Calcul de la densité pondéré de la lithosphère océanique : 𝑑 ∗ 𝐸 𝑐𝑟𝑜𝑢𝑡𝑒 + 𝑑 ∗ 𝐸 (𝑚𝑎𝑛𝑡𝑒𝑎𝑢 𝑙𝑖𝑡𝑜𝑠𝑝ℎ𝑒𝑟𝑖𝑞𝑢𝑒)
𝑑𝑙 =
𝐸𝑙
Avec d la densité, l la lithosphère, E l’épaisseur. 2) Les roches métamorphiques caractéristique de la subduction Lorsque la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale, du fait de la diminution de température et de son hydratation elle va subir un métamorphisme hydrothermal. Ainsi, le gabbro se transforme en metagabbro hydraté c’est a dire en schiste vert renfermant d’abord de l’hornblende puis en schiste vert contenant de l’actinote et de la chlorite. Lorsque cette lithosphère océanique métamorphisé entre en subduction, elle subit un autre métamorphisme du a une haute pression basse température (faible augmentation de température). Ainsi ce forme des schistes bleus contenant du glaucophane puis à une profondeur plus grande de l’éclogite contenant des grenats et de la jadéite. On trouve dans les alpes des metagabbros de type schiste bleu et ainsi que des éclogites ce qui prouve que la lithosphère océanique qui a était remontée lors de la formation de chaines de montagne était en cours de subduction. Lorsque la lithosphère océanique rentre à une profondeur encore plus grande, il se forme des cristaux de ultra haute pression tel que la coésite, que l’on trouve aussi dans les chaines de montagne. Dans la chaine des alpes les roches métamorphiques témoigne d’un passage progressif a une profondeur de plus en plus grande d’OUEST en EST. C’est donc dans ce sens que c’est effectué la subduction qui provoqué la disparition de l’océan alpin. IV)
La collision continentale et la formation des chaines de montagne La suture entre les deux lithosphères continentale du a leur affrontement a la suite de la subduction est constitué de matériaux océanique. Tandis que l’essentiel de la lithosphère continentale de la plaque plongeante continue de subduïre malgré sa faible densité, la partie supérieur de la croute s’épaissi par empilement de nappe de charriage dans la zone de contact entre les deux plaques ce qui a l’origine de la racine crustal en profondeur et des chaines de montagne en surface. Définition supplémentaire : la convergence caractérisé par le rapprochement de deux plaques lithosphérique conduit, après la disparition de la lithosphère océanique, a l’affrontement de deux lithosphère continentale qui génèrent une chaine de montagne de collision.