Le domaine continental et sa dynamique Chapitre 2

Le domaine continental et sa dynamique Chapitre 2
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La formation des chaînes de montagne.
Comment se mettent en place les chaînes de montagne ? Quelles sont les structures reconnaissables et indices
permettant d’identifier les étapes de la formation d’une chaîne de montagne ?
I. Les traces d’un ancien domaine océanique : TP 7
A. Les traces d’une ancienne marge continentale passive.
La sismique réflexion permet d’identifier les structures présentes au niveau des jonctions entre les océans et les
continents. Les bordures des océans sont appelées marges passives, zones sismiquement peu actives comportant de
nombreuses failles normales courbes (failles listriques) formant des blocs basculés. Ces structures apparaissent
lors de la formation d’un rift d’abord au niveau continental. Des failles normales apparaissent, délimitant des blocs de
roches de la croûte continentale. La croûte continentale s’amincit, un fossé d’effondrement central apparait, l’eau envahit
ce fossé. Puis ce rift continental permet la formation de lithosphère océanique et contribue à la naissance d’un océan.
Ces blocs basculés peuvent être recouverts de sédiments pré-rifts, syn-rifts et post-rifts :
- Les sédiments pré-rifts sont ceux qui se déposent
avant la formation du rift (pas de fossiles marins).
- Les sédiments syn-rifts prennent une forme en
évantail car ils se déposent lors de la mise en
place du rift donc du basculement des blocs
(traces fossiles de terriers d’animaux, de plage).
- Les sédiments post-rifts qui se déposent après la
formation du rift dans un océan (fossiles d’animaux
marins Ammonites et des Belemnites). Ils
présentent donc des épaisseurs différentes selon
leur position sur les blocs basculés.
Les structures retrouvées dans les Alpes (blocs
basculés) et l’analyse des sédiments confirment
l’existence d’un océan disparu
Failles listriques (failles normales mais courbées suite à l’extension), blocs basculés, sédiments en éventail et fossiles
marins témoignent de l’existence d’une ancienne marge passive formée dans un contexte divergent lié à l’ouverture d’un
ancien océan.
B. Les ophiolites, vestiges d’une ancienne lithosphère
océanique.
Les chaînes de montagne renferment souvent des massifs de « roches vertes » appelées
ophiolites, associations de péridotites (transformées en serpentinites), gabbros, basaltes
en coussins et parfois de roches sédimentaires d’origine océanique (radiolarites roches
sédimentaires formées par l’accumulation de tests de radiolaires). Cet agencement de
roches correspond aux lithosphères océaniques formées actuellement.
Souvent très déformées, les ophiolites sont interprétées comme des lambeaux de
lithosphère océanique coincés entre les domaines continentaux lors de leur collision. Elles
prouvent également l’existence d’un ancien océan aujourd’hui disparu.

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II. Les traces d’une ancienne subduction : TP 7.
A. Les indices minéralogiques d’une paléosubduction. (Exemple des Alpes)
Mots à utiliser : hydratation ; déshydratation, dense ; européenne ; ophiolite ; pression ; augmente ; solide ; verts ; BP-BT
; importantes ; d’ouest en Est ;africaine ; collision ; peu ; subduction ;nappes ;
Les gabbros de la croûte océanique ont subi au cours du temps des transformations minéralogiques à l’état ……………
sous l’effet de la température, de la pression et de l’………………… : le métamorphisme.
Les gabbros métamorphisés sont appelés métagabbros. Par refroidissement et hydratation en s’éloignant de la dorsale,
ils deviennent des schistes ……………….. ou métagabbros à hornblende, actinote, chlorite : il s’agit d’un métamorphisme
………………… (ou métamorphisme hydrothermal) avec hydratation.
Lors de la subduction la ………………… augmente plus fortement que la température. Apparaissent des minéraux dont
les domaines de stabilité correspondent à des pressions ……………….. : Glaucophane, Grenat, Jadéite et coésite. On
parle alors de métagabbros à glaucophane (ou schistes bleus) et métagabbros à grenat et jadéite (éclogites).
Ces minéraux (glaucophane, jadéite et grenat) ne se forment qu’à certaines conditions de pression élevée et de
température, et sont témoins d’une intense de la roche de base.
Dans les Alpes, on trouve sur le terrain la succession de ces différents métagabbros en allant d’ . Ceci
confirme la présence d’une ancienne zone de subduction dont la plongée s’est faite vers l’est. Ainsi, on peut identifier que
la plaque ……………………….. (Alpine) plongeait sous la plaque ……………………………. (Adriatique). Le gradient de
métamorphisme HP/BT d’Ouest en Est caractérise la subduction.
Ces successions minérales montrent l’enfoncement rapide (réchauffement faible) d’une lithosphère océanique froide. Le
contexte géodynamique est donc celui d’une subduction.
La fin de la subduction : Lorsque l’océan a complètement subduit, il y a affrontement des deux lithosphères continentales
: c’est la . Des matériaux océaniques peuvent venir chevaucher la lithosphère continentale et c’est alors
qu’une …………….. peut être produite (on parle d’obduction). Par la suite, l'essentiel de la lithosphère continentale
s'épaissit par empilement de ………….. dans la zone de contact entre les deux plaques.
On peut trouver des indices d’une subduction de lithosphère continentale (entraînée par la lithosphère océanique avant
qu’elle ne se désolidarise). Par exemple, dans les massifs italiens (Dora Maïra), on trouve des roches de la croûte
continentale contenant de la coésite : il s’agit d’une forme de quartz formée à très haute pression et haute température
(HP-HT). Les formes de très haute pression telles que la coésite sont des témoins du blocage de la subduction et de la
suture entre les 2 plaques. (ex 2B Himalaya)
Ainsi les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d’une transformation minéralogique à
grande profondeur prouvant ainsi l’existence d’une ancienne subduction.

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B. Le moteur de la subduction.
Activité 3 TP7
Au niveau de la dorsale, la lithosphère océanique nouvellement formée est mince et chaude : elle « flotte » sur
l’asthénosphère plus dense. En s’éloignant de la dorsale, elle vieillit, se refroidit et son épaisseur augmente. (Elle s’épaissit
en raison de l’augmentation de la profondeur de l’isotherme 1300°C qui marque la limite entre lithosphère et asthénosphère.)
La densité de la lithosphère augmente donc avec son âge par ajout de manteau lithosphérique plus dense (3,3) que la
croûte océanique (2,9). La densité de la lithosphère océanique s’approche ainsi de celle du manteau. Il en résulte un
enfoncement de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère : c’est la subsidence thermique.
Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique finit par être supérieure à celle de l’asthénosphère.
L’équilibre isostatique est rompu et la lithosphère entre en subduction. Elle peut alors tracter le reste de la plaque et
par là-même, la lithosphère continentale.
Lors de la subduction le métamorphisme HP-BT fait apparaître de nouvelles roches de plus en plus en plus dense (MG à
glaucophane puis éclogite) qui participe à l’enfoncement de la lithosphère océanique. L’augmentation de densité de
ces roches entretient la subduction.
L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa
densité jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère : cette différence de densité est l’un des principaux
moteurs de la subduction.
III. Convergence lithosphérique et collision.
Lorsque l’ensemble du domaine océanique a disparu par subduction/obduction, les lithosphères continentales des deux
plaques entrent en collision car leur densité ne leur permet pas de s'enfoncer dans l'asthénosphère plus dense. La
compression tectonique due aux forces de convergence provoque le raccourcissement et l’épaississement de la
lithosphère avec formation de plis (déformation souple plastique plutôt en profondeur où la température est plus
élevée), failles inverses (déformation cassante plutôt vers la surface où la température est plus faible), nappes de
charriages... On observe donc des discordances dans les terrains alpins : des roches plus vieilles chevauchent des
roches plus jeunes.
On observe en Himalaya, une subduction continentale encore inexpliquée (présence de coésite).
La densité de la CC étant plus faible que celle de la CO, cette subduction continentale (présence de coésite qui le prouve) devient de
plus en plus difficile et finit par se bloquer. Le raccourcissement de la plaque imposé par la convergence ne peut plus être absorbé par
la subduction : la collision des 2 lithosphères continentale prend le relais. Des fragments de lithosphère océanique peuvent se
retrouver en surface par obduction (chevauchement d’une CO sur une CC).
Les études sismiques montrent que certains chevauchements visibles sur le terrain peuvent affecter l’ensemble de la
croûte. Les empilements de nappes qui en résultent créent des reliefs en surface, une racine crustale en profondeur,
donc un épaississement de la croûte.
Les chaînes de montagne présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu (ophiolites) et
d’anciennes marges continentales passives. La « suture » de matériaux océaniques résulte de l’affrontement de
deux lithosphères continentales (collision). 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.

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