Chapitre 2 – Coànvergence et collision continentale

TS- Thème n°1 : La convergence lithosphérique et ses effets
Chapitre 2 – Convergence et collision continentale
La collision continentale est l’aboutissement du processus de fermeture océanique résultant de la
convergence des plaques lithosphériques. Les masses continentales entraînées par les plaques
entrent en contact ce qui est à l’origine d’une chaîne de montagnes.
Quels sont les témoins de l’existence de l’ancien océan ?
Quels sont les marqueurs d’une chaîne de collision ?
I- Les témoins de la fermeture d’un ancien domaine océanique
• TP n°3 - Les témoins d’un ancien domaine océanique
Notions :
Marges passives – Domaines continentaux – Blocs basculés – Sédiments
Plancher océanique – Ophiolites
Métamorphisme – Schistes Bleus – Eclogites – Subduction ante-collision
A- Les témoins d’un domaine océanique
1- Les témoins d’un ancien plancher océanique (TP3 – act1)
Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des roches
caractéristiques de la lithosphère océanique : les ophiolites
(de ophios : serpent).
Elles sont constituées par un ensemble de roches très variées :
- basaltes en coussins
- gabbros (issus du même magma mais cristallisés + lentement)
- péridotites transformées en serpentinites par hydratation
et par des sédiments océaniques : les radiolarites caractéristiques des plaines abyssales actuelles
donc des grandes profondeurs.
Dans certains massifs tels que celui du Chenaillet, ces ophiolites n’ont subi aucune transformation, si
ce n’est l’hydrométamorphisme. Elles ont entre 150 et 80 Ma
⇒ Ces ophiolites sont le témoin de l’existence d’un océan à l’emplacement des Alpes actuelles.
Leur présence en altitude s’explique par des mouvements de convergence ayant coincé une
partie de la lithosphère océanique entre les deux marges continentales (obduction)
2- Les témoins des marges continentales (TP3 – act3)
Un domaine océanique est limité par deux marges passives qui présentent une structure en blocs
basculés séparés par des failles normales (listriques), caractéristiques de la tectonique extensive, et
recouvertes par des formations sédimentaires.
On distingue parmi elles, les formations :
- anté-rift, peu épaisses, qui datent du trias
(205 à 245 M.a.)
- syn-rift datant du lias (205 à 154 M.a.) Elles
correspondent à une alternance de calcaires et de
marnes déposés en éventails, le fond du grabben se
trouvant en zone plus profonde reçoit plus de dépôts
que le sommet du horst où il s’en accumule peu.
- post-rift recouvrant en discordance les autres dépôts.
Ils datent du Jurassique moyen (165M.a.)
NB : Ces blocs et leur couverture se retrouvent exceptionnellement bien conservés dans la zone
externe des Alpes occidentales à l’Est de Grenoble. On peut y observer les blocs de La Mure, du
Taillefer et des Grandes Rousses.
3/ Les témoins d’une sédimentation marine
La présence des roches sédimentaires montre que les Alpes ont été recouvertes par la mer de – 220
Ma à – 110 Ma.
- Les sédiments du trias (- 220 Ma) - évaporites : gypse, dolomie - se sont déposés
sur la pénéplaine hercynienne dans une mer peu profonde
- Les sédiments carbonatés du Jurassique inf et moyen (- 180 Ma) riches en
ammonites témoignent d’une mer assez profonde.
=> Enfoncement progressif des blocs => sédiments syn-rift
- Les radiolarites (rouges et siliceuses) datées de 160 Ma témoignent d’une
sédimentation océanique à très grande profondeur et donc de l’ouverture du véritable
océan « alpin ».
B- Le métamorphisme, témoin d’une subduction
1-Les témoins d’une subduction océanique
Dans les Alpes et notamment dans le Queyras et le Viso, affleurent aussi des fragments (de
lithosphère océanique qui ont subi un métamorphisme caractéristique des zones de subduction. Les
minéraux de ces roches témoignent des conditions Haute Pression – Basse Température (HP/BT)
selon un gradient géothermique moyen de 10°/Km.
Les basaltes et les gabbros entraînés dans la subduction se transforment en méta-basaltes et métagabbros qui renferment alors des minéraux appartenant au faciès Schistes Bleus, si la profondeur
atteint 30 à 50 Km de profondeur, ou au faciès Eclogites, si la profondeur atteint 50 à 90 Km de
profondeur.
Le glaucophane = amphibole bleue est un minéral caractéristique du faciès schistes bleus
La jadéite (= pyroxène) et le grenat sont caractéristiques du faciès Eclogites.
2-Les témoins d’une subduction continentale
Dans le massif de la Dora Maira ont été retrouvés des roches contenant de la coésite, équivalent du
quartz à très haute Pression (UHP/BT). Ce qui indique que malgré sa faible densité, la croûte
continentale peut elle aussi s’enfoncer et atteindre de très grandes profondeurs. Il s’agit de subduction
continentale. Ces fragments de lithosphère océanique et continentale ont été ramenés rapidement vers
la surface (par des mécanismes tectoniques complexes) pour que des traces de leur métamorphisme
HP/BT aient été conservées.
* Les ophiolites du Queyras : Métagabbro à glaucophane -> faciès Schistes bleus,
Métamorphisme HP/BT T°<600° P>0,5 GPa
* Ophiolites du Viso : Métagabbro à faciès éclogitique ( grenat + jadéite : minéraux non hydratés)
Métamorphisme THP
⇒ Ancienne subduction océanique
⇒ D’Ouest en Est, on observe une augmentation croissante du métamorphisme ( SV- SB- Ecl) témoignant de la
plongée d’une lithosphère océanique européenne sous une marge continentale africaine
* Massif cristallin de la Dora Maira : Coésite (forme du Quartz à THP)
Métamorphisme Ultra HP
or le quartz ne se trouve que dans la croûte continentale
⇒ Subduction continentale
II- Les marqueurs de la collision continentale
• TP n°4 - Les principaux marqueurs de la collision
Notions : Raccourcissement : Plis/Failles inverses/Nappes de charriage
Epaississement : Prisme d’accrétion /Nappes /Ecailles aux différentes échelles (CC/ litho) / racine
crustale.
A-L’épaississement et le raccourcissement crustal
1- Des reliefs élevés
Ils atteignent plusieurs milliers de mètres (4810 m dans les Alpes). Ils sont à l’origine de la chaîne de
montagne. La formation d’une telle chaîne est appelée orogénèse
2-Une racine crustale
Les profils sismiques montrent que la chaîne des Alpes est caractérisée par une racine crustale
profonde : le Moho plonge jusqu’à 60 KM de profondeur indiquant une racine importante dans la partie
interne de la chaîne.
Ces profils montrent également un empilement d’unités crustales séparées par de grands
chevauchements traversant à la fois la croûte et le manteau.
3- L’origine de l’épaississement
L’épaississement de la croûte se traduisant en surface par des reliefs et en profondeur par la racine
crustale est donc lié à un empilement d’écailles résultant de la rupture de la croûte continentale lors
de l’enfoncement. Cette dernière peu dense subducte difficilement sous les contraintes qui l’entraînent
vers le bas, elle se rompt et se découpe en écaille qui remonte vers la surface (tel un bouchon de
liège).
Une autre partie de la croûte continentale va alors s’enfoncer jusqu’à casser elle aussi et former elle
aussi une autre écaille se glissant sous la première, provoquant alors le début d’épaississent de la
chaîne.
 Cet empilement d’écailles constitue un prisme de collision.
B- Les déformations tectoniques liées au raccourcissement
Les grands chevauchements crustaux affectent aussi les formations superficielles
1-Les plis et les failles
Les plissements de la couverture sédimentaire lors de la phase compressive sont les déformations
qui enregistrent le mieux le raccourcissement de la couverture.
En fonction de la contrainte exercée et de la résistance de la roche, celle ci peut être amenée à
casser. Il se forme alors des plis-failles (ex de Sassenage)
Ces failles correspondant à un raccourcissement des deux compartiments en présence sont des failles
inverses.
Beaucoup de ces failles correspondent en fait au rejeu des failles normales qui se sont créées lors de
l’extension et qui ont été remobilisées lors de la compression.
2- Les nappes de charriage
Lors du plissement, il peut se produire un décollement de la couverture sédimentaire à la faveur d’un
niveau moins cohérent : évaporites, gypse, marnes (comparaison avec les gobelets pour le départ
d’avalanches)
La couverture décollée peut être déplacée sur de grandes distances : on parle de nappes de charriages
(allochtones ou autochtones). Les nappes charriées (chevauchantes) chevauchent les séries sousjacentes (chevauchées)
Elles peuvent être déplacées sur des centaines de Km (ex : les nappes des pré-alpes)
Les Alpes sont le résultat de l’empilement de grandes nappes de charriages correspondant aux trois
domaines paléogéographiques.(domaine continental européen/océan/domaine C A)
 Lors de la collision, la convergence entre les plaques lithosphériques est absorbée par des
déformations au niveau des marges ( plis, failles, charriages) et conduit à un épaississement
crustal, à l’origine du relief et d’une racine crustale.
CSI-NP 