Chapitre 6 : Les caractéristiques du domaine continental

CHAPITRE 7 : LA CONVERGENCE
LITHOSPHÉRIQUE : LE CONTEXTE DE
FORMATION DES CHAÎNES DE
MONTAGNES
Introduction
Le modèle de la formation d’une chaîne de montagnes se fonde sur la
tectonique des plaques lithosphériques. La subduction d’une plaque
océanique s’accompagne de la création de reliefs (arcs volcaniques…)
En cas de fermeture totale de l’océan, les continents qui le bordaient
entrent en contact : un tel affrontement provoque la surrection d’une chaîne
de montagnes dite de collision.
L’Himalaya et les Alpes ont une telle origine. Ainsi les Alpes forment une
frontière entre deux plaques : Européenne et Africaine qui autrefois séparées
par un océan, sont entrées en collision.
Problème :
Peut-on retrouver dans cette chaîne de montagnes des traces des
différentes étapes de son histoire ?
1. Les témoins d'une activité océanique passée.
A. Des structures caractéristiques d'ancienne marge passive
Actuellement, on observe en bordure continentale d'un océan une marge
passive dont la structure est la suivante :
On interprète ce profil sismique de la manière suivante :
On observe des dépôts de
sédiments post-rift qui se
sont mis en place après que
la fracturation de la
lithosphère océanique ait
eu lieu
On observe des dépôts de
sédiments syn-rift qui se
sont mis en place lors de la
fracturation, en même
temps que les blocs de
lithosphère continentale
basculaient
On observe des dépôts de
sédiments pré-rift (ou
anté-rift) découpés par des
failles.
Or, on trouve dans les Alpes des blocs basculés :
les blocs basculés du lac Besson
Les blocs basculés des
lacs Besson ( - 200 Ma)
( près de l’Alpe
d’Huez : Alpes
occidentales)
vue en direction sud
D'après site : christian.nicollet.free.fr
Reconstitution 3D Google Earth
Sédiments
Bloc basculés
Schéma structural des Alpes franco-italiennes
A
B
A
Plan de coupe
Sédiments postrift du Jurassique
supérieur et Crétacé
B
Sédiments synrift du Jurassique
inférieur et moyen plissés
( lors compression)
Sédiments anté-rift
du Trias
D’après Bordas, Terminale S, 2002
Les sédiments des marges passives fossiles permettent de dater
relativement certaines étapes de la chaîne alpine
Ainsi, l'ouverture de l'océan qui a existé à la place des Alpes actuelles, a débuté au Trias (245 à -205 Ma)
La fracturation de la lithosphère continentale par étirement est datée du Jurassique
inférieur (- 205 à -145Ma)
La marge passive est mis en place au Jurassique supérieur et au crétacé : - 154 à -96 Ma)
On peut donc reconstituer l'histoire qui précède la formation de la chaîne alpine
ainsi :
Reconstitution de l’histoire des Alpes francoitaliennes
sédiments anterift du Trias
socle
TRIAS
Mer peu profonde: milieu lagunaire
sédiments en éventail
synrift
blocs basculés
JURASSIQUE
inférieur et moyen
Tectonique extensive: amincissement
de la lithosphère continentale
plaque européenne
plaque africaine
failles normales
sédiments postrift
CRETACE et
JURASSIQUE supérieur
Expansion océanique et formation de la croûte océanique
B. Des sédiments d'origine marine
Les sédiments constituants les dépôts pré, syn et post rift, nous renseigne sur l'état
de l'océanisation
Ces roches du trias, se
forment dans des
conditions de forte
évaporation. Elles
sont la preuve d'un
début d'océanisation
avec un rift parfois
Gypse
immergé.
Dépôt de sel
Ces restes d'ammonites
datées du jurassique
inférieur prouve un
approfondissement de
l'océan
Ces restes de radiolarites
datés du jurassique moyen,
prouve que l'océan
atteignait une profondeur
importante (-4000 m)
C. Des ophiolites, témoins d'une ancienne lithosphère océanique
 Correction TP 14 partie 1
1
2
3
3 : Basalte
1 : péridotite serpentinisée
2 : Gabbro
Plagioclase
Pyroxène
altéré
Cette association est inhabituelle au sein d’une croûte continentale car elle
constitue la nature même de la lithosphère océanique.
Ces roches sont les vestiges de l’ancien plancher de l’océan alpin daté du
Jurassique inférieur qui ont échappé à la subduction et ont été obductées
c’est-à-dire charriées sur le continent lors de la collision continentale des deux
plaques.
Ce vestige de plancher océanique s'est donc mis en place lors de la
fermeture de l'océan par subduction. C'est l'objet de la 2ème partie.
Plus de photos du massif du Chenaillet :
https://www.ac-clermont.fr/disciplines/index.php?id=6826
2. Les marqueurs de la fermeture de l'océan alpin par subduction.
A. Des transformations minéralogiques
 Correction TP 14 partie 2
Dans les Alpes (ex. vallée du Guil – Queyras), on trouve des massifs constitués
de roches ayant la composition chimique globale des basaltes ou des gabbros
mais qui ont une composition minéralogique différente : ce sont des
métagabbros (ou des métabasaltes).
Ils renferment des minéraux qui sont de bons thermobaromètres car ils
témoignent des conditions P/T auxquelles ces roches ont été soumises.
En effet, comme dans le chapitre précédent, des minéraux sont stables dans
certaines conditions de P et T, ces conditions sont regroupées sous le terme de
faciès (faciès schiste vert, faciès schiste bleue…). Lorsque les conditions
changent, les minéraux deviennent instables et par réaction chimique, donnent
naissance à d’autres minéraux. C’est encore une transformation à l’état solide,
c’est donc du métamorphisme.
Ainsi, dans le TP, l'étude minéralogique permet de placer les roches dans les
différentes conditions de P et T auxquelles elles ont été soumises, et donc de
reconstituer l'évolution de la pression et de la température au cours du
temps.
Ainsi, on observe :
Du métagabbro à glaucophane
Cette roche se caractérise par
l'association des minéraux :
plagioclase (feldspaths) et
pyroxène. Ces derniers ont
été modifiés et présentent
une auréole de
métamorphisme constituée
de glaucophane.
Des éclogites
Grenat
Jadéite
Mais aussi :
Si on place les différentes roches étudiées précédemment dans le diagramme P et T
G4
G3
G1 : métagabbro à
glaucophane et
plagioclase
G1
G2
G2 : Eclogite à jadéite
et grenat
On peut aller plus loin et placer également le métagabbro à hornblende
(G3) et le métagabbro à chlorite et actinote (G4)
Les minéraux contenus dans ces roches (schiste vert, schiste bleue, éclogite)
sont donc caractéristique d’une zone de pression et de température : un
faciès (faciès schiste vert, faciès schiste bleu, faciès éclogite), ils permettent de
retracer l’histoire de la lithosphère océanique.
En effet, depuis sa création au niveau de la dorsale, le gabbro s'est refroidi
(sous l'action de l'eau entre autre), sa température en diminuant a permis
une réaction chimique formant un minéral particulier : la hornblende.
Ce refroidissement se poursuit et forme d'autres minéraux : la chlorite et
l'actinote (faciès schiste vert).
C'est bien une transformation minéralogique à l'état solide, c'est donc du
métamorphisme de Basse température.
Ce métagabbro subit ensuite une subduction. Dans ce cas, les minéraux se
transforment également, en glaucophane dans un premier temps (faciès
schiste bleu) puis à une certaine pression et température en grenat et jadéite
(faciès éclogite).
Dans ce cas, la température se modifie peu par contre la pression augmente
beaucoup, c'est un métamorphisme Basse Température et Haute
Pression
Les faciès et donc les
températures et les
pressions durant une
subduction se succèdent
dans cet ordre : schiste
vert, puis schiste bleu si
l'enfouissement débute puis,
éclogite si l'enfouissement
se poursuit.
Dans ce cas, les faciès
schiste vert, schiste bleu et
éclogite se rencontre de la
plaque européenne vers
la plaque africaine, la
subduction avait donc lieu
dans cette direction.
C'est donc bien la plaque européenne qui entrait en subduction
sous la plaque africaine.
B. Le moteur de la subduction
Age de la lithosphère
(en 106 ans)
Distance à l’axe de la
dorsale (exprimée en km et
calculée pour une dorsale
rapide avec une ½ vitesse
d’écartement voisine de 8
cm/an)
Epaisseur de la croûte
océanique (en km)
Epaisseur du manteau
lithosphérique (en km)
Epaisseur de la lithosphère
océanique (en km)
Masse d’une colonne de
lithosphère océanique de
surface égale à 1 m2
(en 103t)
Masse d’une colonne
d’asthénosphère océanique
de même surface et de
même épaisseur
(en 103t)
2
10
15
25
30
40
60
80
100
160
800
5
5
5
5
5
5
5
5
5
8
24
31
41
45
53
66
77
87
13
29
36
46
50
58
71
82
92
40.65
93.45
116.55
149.55
162.75
189.15
232.05
268.35
301.35
42,25
94,25
117
149,5
162,5
188,5 230,75 266,5
1200 2000 2400 3200 4800 6400 8000
Détail d'un calcul :
5 km sur 1m2 soit 5 x 103 m3 donc 5 x 103 x 106 cm3
5 x 103 x 106 x 2.85 x 10-6 pour avoir le résultat en tonne.
5 x 103 x 106 x 2.85 x 10-6 x 10-3 pour avoir le résultat en 103 tonnes
soit 5 x 2.85 = 14.25 ( en 103 tonnes)
299
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère se refroidit et devient plus dense.
Ainsi dès 30 Ma la densité de la lithosphère devient supérieure à celle de l'asthénosphère.
Epaisseur de la lithosphère
océanique (en km)
Masse d’une colonne de
lithosphère océanique de surface
égale à 1 m2
(en 103t)
Densité (Masse / Volume)
13
29
36
46
50
58
71
82
92
40.65
93.45
116.55
149.55
162.75
189.15
232.05
268.35
301.35
3.13
3.22
3.24
3.25
3.26
3.26
3.27
3.27
3.28
L'équilibre isostatique
est donc rompu.
Néanmoins, du fait de la
résistance mécanique à
l'enfoncement, l'état de
déséquilibre peut être
maintenu avant l'entrée en
subduction.
Cependant, une fois la subduction enclenchée, il se fabrique une force de
traction exercée par le poids de la lithosphère en cours de subduction.
C’est d’ailleurs cette force, associée aux mouvements de convection du
manteau qui constituent le moteur du déplacement des plaques.
Au niveau d’une marge passive, la
lithosphère océanique formée au
début du rifting est en continuité
avec de la lithosphère continentale.
Cette lithosphère océanique se
refroidie et s’alourdit, sa densité
dépasse alors celle de
l’asthénosphère ; elle a tendance
alors à plonger dans l’asthénosphère
tandis que la lithosphère
continentale reste en surface du fait
de sa densité plus légère.
Dans ce cas, il peut y avoir un découplage dans la zone de transition des 2
lithosphères, et la lithosphère océanique entre en subduction sous la
lithosphère continentale. La marge passive se transforme en marge active.
Les géophysiciens ont calculé que cet évènement peut se produire lorsque l’âge
de la marge dépasse 180 à 200 Ma, ce qui explique l’absence de vieux océans
sur le globe.
 Pour information
Continuons l'histoire de la chaine alpine….
Reconstitution de l’histoire des Alpes francoitaliennes
sédiments anterift du Trias
socle
TRIAS
Mer peu profonde: milieu lagunaire
sédiments en éventail
synrift
blocs basculés
JURASSIQUE
inférieur et moyen
Tectonique extensive: amincissement
de la lithosphère continentale
plaque européenne
plaque africaine
failles normales
sédiments postrift
CRETACE et
JURASSIQUE supérieur
Expansion océanique et formation de la croûte océanique
Tectonique compressive: disparition du fond océanique
par subduction
Compression:
TERTIAIRE
la plaque africaine remonte vers le Nord, la lithosphère océanique entre en subduction, elle est âgée, plus dense et
s’enfonce dans le manteau à cause des forces compressives exercées par le continent africain sue le continent européen.
Témoins de la subduction: Ophiolites du Mont Viso
Tectonique compressive: collision des deux masses
continentales
Ecailles en profondeur
Sédiments
plissés
Lors de la compression, la lithosphère océanique non subduite est
charriée sur la marge continentale européenne:
Ophiolites du Chenaillet: métamorphisme BT-BP
Une partie de la lithosphère océanique subducté se retrouve en
surface grâce aux mouvements tectoniques : Massif du Queyras,
Mont Viso
Métamorphisme BT-HP
Racine crustale:
environ 50 km de
profondeur
De manière plus schématique….
La reconstitution de l’histoire géologique des
alpes
Evènements
géologiques majeurs
Coupes schématiques
0
Nord
Asthénosphère
Manteau lithosphérique
20
Sédiments du Trias
40
Croûte continentale
Profondeur (en km)
Européenne
Africaine
A -245 Ma, tous
les continents sont
réunis en un seul, la
Pangée.
A noter le dépôt de
sédiment antérift
datant du Trias.
Evènements
géologiques majeurs
Coupes schématiques
Sédiments du Jurassique
inférieur et moyen
0
20
40
0
20
40
Sédiments du Jurassique
supérieur et du Crétacé
Croûte océanique
A -180 Ma, la remontée
de l’asthénosphère cause
un début 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.
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.
Evènements géologiques
majeurs
Coupes schématiques
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 sous la plaque
africaine.
0
20
40
0
20
40
Sédiments récents
post-collision
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 océaniques :
 différentes ophiolites
 des blocs basculés
 des sédiments de type marin