Thème 1B

Thème
1B
Ts 2
Himmich
INTRODUCTION - RAPPELS
• Les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques lithosphériques. Les zones de
subductions sont au contraire les domaines de la convergence des plaques lithosphériques.
• Dans les chaînes de montagnes, on trouve une croûte continentale épaissie, résultant d'un raccourcissement
et d'un empilement de terrains.
Objectifs :
• Comprendre en quoi une zone de subduction représente une situation privilégiée de raccourcissement et
d'empilement et donc de formation de chaînes de montagnes.
I. Formation d'une chaine de montagne
– La formation d'une chaîne de collision s'effectue dans un contexte de convergence de deux plaques
lithosphériques, elle fait suite à une subduction.
1- La subduction d'une lithosphère océanique entraîne le rapprochement puis la collision de deux lithosphères
continentales.
2- L'entrée en subduction de la lithosphère continentale (subduction continentale) provoque le début de la
collision.
3- Tandis que l'essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte
s'épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.
L'empilement de nappes provoque l’épaississement crustal et ainsi la formation des reliefs.
II. Témoins d'
o-subduction
Une zone de subduction correspond à la disparition d'une lithosphère océanique sous une autre lithosphère
dans le manteau chaud et ductile.
Une subduction est marquée par une fosse, des séismes répartis selon le plan de Benioff et une activité
volcanique (arc volcanique).
1. Moteur de la subduction (voir exercice TP)
Correction
– La lithosphère océanique se forme par magmatisme à la dorsale à haute température et basse pression.
– La lithosphère océanique est formée de la croûte
constituée de basaltes (roches magmatiques
volcaniques) et de
gabbros (roches magmatiques plutoniques) et du
manteau lithosphérique formé de péridotites.
– La limite entre le manteau lithosphérique et
l'asthénosphère correspond à l'isotherme
1300°C.
– L'âge de la lithosphère océanique augmente par
rapport à la distance à la dorsale. Lors de son
vieillissement, la
lithosphère océanique se refroidit et s'hydrate.
– Le refroidissement de la lithosphère se traduit par
l'abaissement de l'isotherme 1300°C et donc
l'épaississement progressif du manteau
lithosphérique : c'est la subsidence thermique.
– L'épaississement du manteau lithosphérique (donc
de la lithosphère) et l'hydratation des roches de la
lithosphère
entraîne l'augmentation de la densité globale de la
lithosphère.
– Lorsque la densité de la lithosphère océanique
dépasse celle de l'asthénosphère, l'équilibre
isostatique est rompu et la subduction peut avoir
lieu.
– Cependant, la résistance mécanique exercée
par l’asthénosphère solide peut retarder le
phénomène. L’âge d’une lithosphère océanique
n’excède pas 200 Ma.
– Cette différence de densité est l'un des
principaux moteurs de la subduction.
Remarque 1 : La lithosphère océanique plongeante tracte le reste de la plaque lithosphérique. La subduction a
ainsi un rôle
moteur dans la tectonique des plaques.
2 - Transformations minéralogiques liées à la subduction :
– Dans la zone centrale de suture d'une chaîne de montagne, on retrouve d'anciennes roches océaniques ayant
subi des transformations minéralogiques (métabasaltes et métagabbros).
– Ces transformations minéralogiques (glaucophane, jadéite, grenat) sont liées à l'augmentation importante de
la pression, provoquée par la subduction.
– Les transformations minéralogiques entraînent une déshydratation des roches de la lithosphère océanique
subduite, et ainsi l’hydratation des péridotites du manteau sus-jacent situé au-dessus du plan de Benioff.
le gabbro se forme au niveau des dorsales océaniques et il compose la croûte océanique. Les conditions de
formation sont: hautes températures et basses pressions, d'où un refroidissement lent et donc une
cristallisation assez lente. Les minéraux formés caractéristiques du gabbro sont le plagioclase et le pyroxène.
durant tout le temps où la C.O. vieillit, le gabbro, qui se trouve depuis longtemps sous l'eau, va subir une
première transformation : certains pyroxènes et plagioclases, sous l'effet de cette eau, vont donner de
l'hornblende puis des chlorites et des actinotes. C'est de l'hydrothermalisme qui change notre gabbro en
schiste vert (puisque chlorites et actinotes sont des minéraux plutôt verts).
A ce moment-là, voici la tête de notre gabbro, devenu un métagabbro . le fait de s'enfoncer va provoquer une
augmentation de la pression subie par le gabbro. Heureusement pour lui, la température reste basse car le
phénomène est "tellement" rapide, que la C.O. qui s'enfonce n'a pas le temps de se réchauffer. Et sous l'action
de ces hautes pressions et des basses températures, les différents minéraux déjà présents vont former de la
glaucophane, de la jadéite et de l'eau. Le gabbro/schiste vert devient du schiste bleu. Au bout d'un certain
temps, la C.O. va finir par se réchauffer, et le gabbro va continuer à se déshydrater et la glaucophane va devenir
du grenat (minéral rouge). De la jadéite va aussi apparaître. Notre métagabbro s'appelle maintenant de
l'éclogite.
3. Témoins d'un ancien domaine océanique :
– Les chaînes de montagnes présentent
souvent les traces d'un domaine océanique
disparu (ophiolites) et
d'anciennes marges continentales passives.
NB: la présence de certains types de
fossiles permet de caractériser cet ancien
océan: Les tests (coquilles) de radiolarites
sont typiques d’
d ôt
zo
profonde: donc océan profond.
D’autres fossile: ammonites fossiles
temoignent d’milieu océanique moins profond
Radiolarites
Ammonites
– Une marge continentale passive est caractérisée
par des failles normales et des blocs basculés.
Elle s'explique par l'ouverture d’un océan.
– Les ophiolites, situées au coeur de la chaîne,
correspondent donc à des morceaux de lithosphère
océanique
Charriés sur le continent.
– Les ophiolites correspondent à une
lithosphère océanique âgée, froide et
hydratée : succession basaltes, gabbros,
péridotites (serpentinites).
o
d
o
o
– La partie inférieure de la lithosphère
continentale est engagée dans la
subduction (subduction continentale),
la partie supérieure présente de
nombreuses déformations (plis,
failles inverses) liées à la
convergence.
– L'empilement des nappes provoque
un mélange des matériaux
océaniques et continentaux, un
raccourcissement et un
épaississement crustal à l'origine
des reliefs et de la racine crustale.
– L'enfouissement des roches, en
entraînant des variations de pression
et de température est à l'origine de
transformations minéralogiques.
Schéma bilan : Un scénario de formation d’une chaîne de montagne
Evènements géologiques
majeurs
Coupes schématiques
Nord
Asthénosphère
0
Manteau lithosphérique
20
Sédiments du Trias
(anté-rift)
Croûte continentale
40
A -245 Ma, tous les continents
sont réunis en un seul, la
Pangée.
A noter le dépôt de sédiment
antérift datant du Trias.
Européenne
Profondeur (en km)
Africaine
Sédiments du Jurassique
inférieur et moyen (syn- A -180 Ma, la remontée de
l’asthénosphère cause un début
rift)
0
d’extension.
Apparaît alors des failles
normales et des blocs basculés.
Naissance de l’océan alpin dans
lequel se dépose des sédiments
synrift du Jurassique inférieur
et moyen.
20
40
0
Sédiments du Jurassique
supérieur et du Crétacé
Poste rift
Croûte océanique
A -140 Ma, l’océanisation est
complète car il apparaît de la
croûte océanique.
Se dépose alors les sédiments
postrift datant du Jurassique
supérieur et du Crétacé
20
40
A -80 Ma, l’Afrique, repoussée
vers l’Europe de par la
naissance
de
l’océan
Atlantique,
cause
la
compression.
Ceci est à l’origine de la
subduction de la croûte
océanique du côté de la plaque
africaine.
0
20
40
0
20
40
Sédiments récents postcollision
Depuis -30 Ma, la subduction a
fait place à une collision.
De cette collision il y a
différents marqueurs :
 le relief et la racine crustale
 des plis, des failles et des
nappes de charriage
Il subsiste tout de même des
marqueurs :
 différentes ophiolites
 des blocs basculés
 des sédiments de type marin