continentale

Chapitre II
CONVERGENCE COLLISION ET
FORMATION D’UNE CHAINE DE
MONTAGNES
EXEMPLE DES ALPES
3 étapes à démontrer
en recherchant sur le
terrain des indices,
des traces
II.DISPARITION D’ UN
OCEAN PAR SUBDUCTION
III.COLLISION CONTINENTALE
I. Des traces d’un ancien
domaine océanique
Un domaine océanique se caractérise par:
- Une LO formée d’un CO + ML et recouverte de sédiments
marins profonds (sédiments post-rifts)
- 2 marges stables (talus + plateau continental) de nature
continentale formées de blocs basculés le long de
failles normales (extension), et recouverts de sédiments
marins peu profonds (séd pré et syn-rift)
A- des lambeaux de lithosphère
océanique en altitude
Massif du Chenaillet = partie centrale des Alpes
Dans les Alpes des ophiolites intactes
Massif du Chenaillet
( 2500 m d’altitude)
p 148 doc 2
BASALTES
en coussins
CO
GABBROS
Moho
PERIDOTITES altérées =
serpentinite
M
CROUTE
OCEANIQUE
MOHO
MANTEAU
SUPERIEUR
Dans les Alpes , des radiolarites recouvrent les ophiolites
p 149 doc 4
radiolarites
Basaltes en
coussins
Radiolarites = calcaires renferment des tests d'organismes
planctoniques comparables aux radiolaires qui vivent dans les océans
actuels. datées de -165 Ma
Donc ophiolite du Chenaillet = morceau d’une ancienne LO ayant
échappée à la subduction et portée ici à 2500 m d altitude par
la collision = trace d’un ancien océan alpin !!!!
Sédiments
Basaltes en
coussins
Basaltes en
filons
Croute
océanique
lithosphère
océanique
gabbros
MOHO
Péridotites
serpentinisées
Manteau
supérieur
Ophiolites du Chenaillet
datées en moyenne de - 150 MA
(jurassique sup) par radiochronologie
B-DES TRACES D’ANCIENNES MARGES
CONTINENTALES PASSIVES
Rappel de 1s :
les marges continentales peuvent être soit actives ou passives
Marges continentales de l’Amérique du Sud
Active côté
Pacifique
Passive côté
Atlantique
Du coté de la Bretagne, c’est tranquille !!!
Topographie d’une marge continentale passive
p 151 doc2
Plateforme
continentale
talus
Plaine
abyssale
Toujours en Bretagne, une structure tectonique caractéristique
d’une marge passive (données sismiques) : structure en
blocs basculés et une sédimentation caractéristique
Sédiments post-rift
(150Ma)
Croute
continentale
Sédiments syn-rift
(170Ma)
Failles
normales
Sédiments pré-rift
(250Ma)
Blocs basculés
Des failles normales, des blocs basculés témoins d’une
extension des roches et de la naissance d’un océan
1- Etirement des roches, création de
failles normales Formation de blocs
basculés
2- naissance d’ un rift
3- expansion océanique : mise en
place de la LO qui éloigne les deux
bords du rift initial qui deviennent
alors les marges continentales
passives
Dans les Alpes , une disposition géométrique particulière….
p 151 doc 1
En effet, un socle granitique découpé par des failles
normales montrant des blocs basculés et une
couverture sédimentaire plus ou moins érodée
Donc des structures comparables dans les Alpes et en Bretagne
Des blocs basculés séparés par des failles
normales avec une couverture sédimentaire :
trace d’une ancienne marge continentale
passive = preuve de l’extension continentale
ANCIENNES MARGES PASSIVES=
PREUVES DE L’OUVERTURE DE
L’OCÉAN PAR EXTENSION
CONTINENTALE
OPHIOLITES = ANCIENNE LO
TRACES DE L’OCEAN ALPIN
E
o
Et oui, il y avait bien l’océan dans les Alpes à une certaine époque !
La Pangée soumise à des forces
d’extension
Création d’un rift continental
Création du rift océanique
et de l’océan alpin
http://svt.acrouen.fr/tice/rift/rift4.htm
C- UN DEBUT D’ HISTOIRE !
Ouverture de l’océan alpin par extension continentale
(post-rift)
(syn-rift)
(pré-rift)
rift
Blocs basculés
Faille normale
Les premiers sédiments syn-rift permettent de dater
l ’extension : 200 MA (jurassique inf).
Expansion océanique
du Jurassique au Crétacé (200 à 65 Ma)
Marge continentale passive
européenne
Rift
océanique
Marge continentale passive
africaine
Les sédiments post-rift permettent de dater la durée de
l’expansion: de 170 MA (jurassique inf) à 65 MA( crétacé)
II- DES TRACES DE LA
DSIPARITION D’UN OCEAN PAR
SUBDUCTION
A- Des roches de la LO
métamorphisées temoignent
Des traces dans les massifs des alpes
centrales (Chenaillet, Queyras, Mt Viso)
• Des métagabbros à chlorite et actinote ou
SV au Chenaillet de - 90 MA (crétacé sup)
• Des métagabbros à glaucophane ou SB
de QUEYRAS de - 70 MA (crétacé sup)
• métagabbro à grenat et
jadéite ou Eclogite du
MT VISO de - 50 MA
GRENAT
G
M1
M2
M3
Gabbro
Schiste vert
Schiste bleu
Eclogite
Plagioclase
Pyroxène
Chlorite
pyroxène
plagioclase
2.9 à 3.1
3.2
Nom de la roche
Minéralogie
Densité
pyroxène
glaucophane
3.3
Jadéite
grenat
3.5
G
Eclogite (-50 MA)
BT (300°C) HP (1,5 GPa)
profondeur 50 Km
Gabbro = HT (1000°)
BP (0,2 GPa) 5km
schiste vert= BT (200°C)
BP( 0,2 GPa 5 km
schiste bleu (-70 MA)
BT (300°C) HP (0,8 GPa)
profondeur 25 Km
Refroidissement et hydratation
G
Plagioclase + Hornblende + eau Chlorite + actinote
Plagioclase + Pyroxène + eau Hornblende
(Amphibole verte)
G
Augmentation de
la pression et
déshydratation
schiste bleu (-70 MA)
BT (300°C) HP (0,8 GPa)
profondeur 25 Km
Plagioclase+ Chlorite + Actinote
 Amphibole + glaucophane + eau
Plagioclase + Glaucophane
 Grenat + Jadéite + eau
Eclogite (-50 MA)
BT (300°C) HP (1,5 GPa)
profondeur 50 Km
eau
G
eau
G
M1
M2
M3
Gabbro
Schiste vert
Schiste bleu
Eclogite
Plagioclase
Pyroxène
Chlorite
pyroxène
plagioclase
Nom de la roche
Minéralogie
Densité
Conditions de
formation
Pression
Température
Profondeur
2.9 à 3.1
3.2
BP : 0,3 GPa
BP : 0,3 GPa
BT: 200°C
Faible
HT: 1000°C
Faible
profondeur :
profondeur : 5km 5km
Equations
des
transformations
métamorphiques
nécessaires pour
faire apparaitre les
minéraux
1. Plagioclase + Pyroxène + eau
Amphibole Hornblende
2. Plagioclase + Hornblende + eau
 Chlorite + Amphibole Actinote
pyroxène
glaucophane
Jadéite
grenat
3.3
HP : 0,8 Gpa
BT : 200 -400 °
Profondeur : 25
km
3.5
HP :1,5 Gpa
BT : 400-500°
Profondeur :
50km
4, Plagioclase+
Chlorite + Actinote
 Amphibole +
glaucophane + eau
5,
Plagioclase +
Glaucophane
 Grenat + Jadéite +
eau
•En s’éloignant du rift, les roches refroidissent , et
s’hydratent ( eau de mer), les minéraux
(plagioclase, pyroxène) deviennent instables,
réagissent entre eux et l’eau pour donner de
nouveaux minéraux hydratés plus stables : chlorite
•C’est un métamorphisme BP/ BT par hydratation.
•Donc nouvelles roches = métagabbros (ou
métabasaltes) à chlorite = schistes verts
La transformation progressive des pyroxène résiduels
des schistes verts en glaucophane (schiste bleu), puis
du glaucophane en jadéite et grenat (éclogite), se
réalise sous l’action d’un métamorphisme de haute
pression à basse température
Les minéraux perdent de l’eau : déshydratation
Cela témoigne de l’enfoncement de la LO dans le
manteau, au cours d’une subduction.
Donc nouvelles roches = métagabbros (ou métabasaltes) à
glaucophane = schistes bleus ou à grenat et jadéite
= éclogites
E
o
S
DES ROCHES
METAMORPHIQUES
TEMOINS DE LA
SUBDUCTION
La disposition des roches métamorphiques sur le terrain
permet d ’orienter la subduction :
E
Plaque européenne
o S
Plaque africaine
Donc disparition de l’océan alpin par
subduction de la LO de la plaque européenne
Marge continentale passive
européenne
Marge continentale
passive africiaine
La rotation de l’Afrique
qui accentue l’ouverture
de l’Atlantique nord,
entraîne la fermeture de
l’océan Alpin, il y a
50Ma : c’est le début de
la formation des Alpes
B- Le moteur de la subduction
p 154 à 157
Isotherme
1300°C
Distance à l’axe de la dorsale (en km)
160
800
2 000 4 800 8 000
Age de la lithosphère océanique (en Ma) 2
10
25
30
100
Epaisseur de la
lithosphère
océanique
(en km)
Croûte
5
5
5
5
5
Manteau supérieur
8
24
41
45
53
densité de lithosphère océanique
3, 18
3,21
3,24
3,26
3,272
densité de l’asthénophère
3,25
3,25
3,25
3,25
3,25
En s’éloignant du rift, la LO vieillit, s’hydrate et se
refroidit, l’isotherme 1300°C (limite entre lithosphère et
asthénosphère )s’abaisse
Le manteau lithosphérique (densité 3,3) s’épaissit donc
au détriment de l’asthénosphère (3,25), la CO restant elle
d’épaisseur constante.
Donc en s’éloignant du rift, la LO s’épaissit, augmente en
densité, et s’enfonce progressivement dans le manteau
asthénosphérique (subsidence thermique)
A 30 Ma densité LO > densité asthénosphère
Donc équilibre isostasique rompu subduction possible.
Mais l’asthénosphère de forte résistance s’oppose à cet enfoncement qui
ne se réalise plus tard ( plusieurs Ma après.
Lorsque la densité de la LO devient supérieure à celle de
l’asthénosphère (vers 40 Ma), la subduction devient
possible.
Mais l’asthénosphère de forte résistance s’oppose à cet
enfoncement qui ne se réalise qu’au bout de 150 à 180Ma.
Donc la Lo ne peut excéder 200Ma.
schistes verts , schistes bleus et éclogites sont de plus en
denses et cette forte densité exerce une traction sur la
lithosphère océanique, à l’origine du mouvement des plaques.
La densité est l’un des principal moteur de la subduction
III- LES TRACES D ’UNE
COLLISION
A- Des indices apportés par les terrains
alpins
- Les déformations des terrains: plis, failles
inverses, chevauchements et charriages
Cf chapitre 1
- La présences des roches de la LO en
altitude ( ophiolites et métagabbros)
Trajet P/T
des roches
Remontée lors de la
collision
B- Des indices apportés par la sismique
réflexion dans les alpes
PROFIL SISMIQUE DES ALPES
PROFIL SISMIQUE DES ALPES
L'axe des ordonnées correspond au temps du trajet aller - retour de l'onde
sismique et est exprimé en unité de temps (seconde). La vitesse moyenne de
propagation dans la croûte est de 6.25 km/s et dans le manteau 8km/s
Les chiffres en caractères gras donnés sur le profil correspondent à des
vitesses de propagation. On peut ainsi facilement repérer le MOHO
6.5
6.5
6
6.5
6.5
6
6
8
EPAISSISSEMENT EN
ECAILLE
A
8
8
B
Temps (s)
RACCOURCISSEMENT
8
Empilement
de nappes
de
charriage à
l’origine de
la racine
crustale
C- Des indices minéralogiques de la
collision continentale
La coésite est un minéral que l’on
trouve dans des roches du Massif
de Dora Maira dans les Alpes,
coésite
quartz
La coésite se constitue à
très haute pression.
Elle témoigne de
l’enfoncement de la CC
à la suite de la CO sous la
plaque africaine.
La collision se réalise
lorsque l’enfoncement de
la CC n’est + possible.
donc passage d’un métamorphisme de subduction (HP/BT)
à un métamorphisme de collision (BT/UHP)
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 montrant des plis, des failles et des nappes de charriage
Il subsiste tout de même des traces de l’océan :
• différentes ophiolites , roches métamorphiques
• des blocs basculés
• des sédiments de type marin
IV. BILAN
3 Étapes
 p.160 à 163 (dont
définitions) + QCM p.164
DE L ’OUVERTURE
OCEANIQUE A LA
COLLISION
CONTINENTALE
III.COLLISION CONTINENTALE
A -245 Ma, tous les continents sont réunis en un seul, la Pangée.
A noter le dépôt de sédiment anté-rift datant du Trias.
A -180 Ma, la remontée de l’asthénosphère cause un début
d’extension.
Apparaît alors des failles normales et des blocs basculés, comme
Taillefer.
Naissance du rift de l’océan alpin dans lequel se déposent des
sédiments synrift du Jurassique inférieur et moyen.
A -140 Ma, Le rift est océanique car il apparaît de la croûte
océanique. Se dépose alors les sédiments postrift datant du
Jurassique supérieur et du Crétacé. L’expansion océanique est
marquée par un hydrométamorphisme (BT/BP) qui transforme les
gabbros en métagabbro à hornblendes et schistes verts
Chenaillet
Zone externe
Marge passive
Zone
intermédiaire
Ophiolites
+roches
Zone interne
métamorphiques Plaque africaine
ophiolites
Roches
métamorphiques
Racine
crustale
Empilement de nappes