Thème 1b_ch3 [Mode de compatibilité]

Thème 1b
Chapitre 3:
La convergence lithosphérique
et la formation de chaînes de
montagnes.
Le modèle de la formation d'une chaîne de montagnes,
abordé au collège, se fonde sur la tectonique des
plaques lithosphériques.
La subduction d'une plaque océanique s'accompagne
de la création de reliefs (arcs volcaniques,
accumulation de sédiments marins déformés).
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. Les Alpes et l'Himalaya, par exemple,
ont une telle origine.
Peut-on retrouver dans ces chaînes de montagnes
des traces de leur histoire?
Replacer accrétion océanique , subduction.
Montrer le rapprochement des continents et la fermeture
océanique.
Ces chaines de montagnes sont des zones de convergence
lithosphérique. Ces zones renferment –elles des indices qui
permettraient de reconstituer l’histoire des ces reliefs?
I- les indices d’une collision
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.
P 159
Les principaux marqueurs tectoniques engendrés par la
collision sont des plis, des failles inverses, des
chevauchements. La conséquence à l'échelle de la croûte est
un raccourcissement et un empilement d'écailles à l'origine
d'un épaississement (reliefs et racine crustale).
II- LES TRACES D'UN ANCIEN DOMAINE OCEANIQUE
• 1- organisation de la lithosphère océanique p148
Des forages ou des observations directes au
fond de l'océan ont montré que ces roches sont
partout superposées de la même façon : du
haut vers le bas, basalte en pillow-lavas, basalte
en filons, gabbros et enfin péridotites.
2- Des roches du plancher océanique au sommet des Alpes
Près de Briançon , le massif du Chenaillet s’étend sur une surface
d’environ 40Km2.
Trois types de roches se superposent, leur âge est environ 160 Ma
Dans la zone interne de l'arc alpin, les géologues ont trouvé et
décrit des formations rocheuses à l'aspect de « peau de serpent »
auxquelles ils ont donné le nom d'ophiolites (de ophis pour
serpent).
Un complexe ophiolitique est constitué par la superposition de
trois types de roches du haut vers le bas
- des basaltes à l'aspect en coussins (pillow-lavas) très
caractéristique ;
- des gabbros, roches grenues présentant de gros cristaux de
pyroxènes et de plagioclases ;
- des péridotites très sombres avec des veinures vertes qui leur
donnent un aspect particulier à l'origine du nom de serpentinites
donné à ces roches.
Toutes ces roches sont les vestiges de l'ancien plancher de l'océan
alpin dont des lambeaux ont été portés en altitude lors de la
collision continentale.
Doc. 4 p.149 : Les ophiolites sont parfois associées à des roches sédimentaires
d’origine océanique. Au niveau du Chenaillet, on trouve des radiolarites qui sont des
roches formés par l'accumulation de coques (=test) de radiolaires. Ce sont des
unicellulaires planctoniques vivant dans les mers chaudes. Les radiolarites se forment
au-delà de 4000 m de profondeur, c'est à dire sous la limite de dissolution du calcaire
(au dessus, les tests calcaires masquent sous leur nombre la présence de tests de
radiolaires)
3- Les traces d’une
ancienne marge passive
p150
À l'inverse des marges actives
(Pérou-Chili, Japon, Antilles...),
une marge océanique passive
n'est pas le siège d'une sismicité
et d'un volcanisme importants.
Un tel type de marge se forme
lors de la naissance de l'océan
dont elle constituera plus tard la
bordure.
un océan naît de la déchirure d'un continent
Croûte continentale supérieure et
inférieure
Manteau lithosphérique
Asthénosphère
Stade rift
Panaches mantelliques et chambres
magmatiques
Croûte océanique
«faille» de détachement
Stade déchirure et début d’océanisation
La croûte continentale est
étirée, ce qui aboutit à la
mise en place d'un rift
continental : des failles
normales encadrent un fossé
central effondré.
Ensuite, une invasion marine submerge le fossé et du plancher océanique commence à se
Stade golfe océanique
former
: un bassin océanique étroit (type « mer Rouge ») s'installe. Enfin, la mer étroite
s'élargit. Ainsi la bordure européenne occidentale est le vestige d'une des deux « lèvres » du
rift continental qui a donné naissance à l'océan Atlantique.
L'étude des dépôts sédimentaires montre qu'il existe trois types de dépôts :
- des dépôts anté-rift (déposés avant le processus d'extension),
- des dépôts syn-rift (déposés pendant le processus d'extension),
- des dépôts post-rift (déposés après le processus d'extension).
Dans la région de l'Oisans, à proximité de Grenoble, les sédiments
marins du Jurassique inférieur sont très irréguliers
• - par endroits, l'épaisseur des strates peut atteindre plusieurs
centaines de mètres (elles sont alors souvent formées de couches
épaisses de marnes à ammonites) ;
• - quelques kilomètres plus loin, l'épaisseur de ces mêmes strates
n'est plus que de quelques dizaines de mètres (elles sont alors
riches en matériaux détritiques).
Ces variations de sédimentation montrent que, lors de la formation de
l'océan alpin, cette région correspondait à une marge passive.
Des blocs basculés de croûte continentale ont donné naissance à une
série de bassins sédimentaires.
Au creux de ces bassins, contre les failles, la profondeur d'eau est
importante et des sédiments de haute mer se déposent ;
inversement, au niveau de la crête des blocs basculés, il se forme
des hauts-fonds ou des îles, et la sédimentation y est beaucoup
moins épaisse voire même absente.
III-- Les traces d’une ancienne subduction.
III
• 1- La disparition de la lithosphère océanique.
Au voisinage des fosses
océaniques, la tomographie
sismique permet de mettre
en évidence la plongée d'un
matériel froid en profondeur
Cette plongée de matériaux
froids et cassants soumis à
de fortes contraintes
expliquent les séismes
observés le long du plan de
Wadati-Benioff
La fosse océanique résulte de
l'inflexion de la lithosphère
océanique qui plonge dans
l'asthénosphère sous une
lithosphère sus-jacente (océanique
ou continentale). C'est une
subduction
2- le déclenchement de la subduction
Doc 1 a et b p154
Au niveau de la dorsale, la
lithosphère nouvellement
formée, mince et chaude,
« flotte » sur
l'asthénosphère car elle est
moins dense.
Le flux géothermique est élevé au niveau des dorsales et diminue lorsqu'on s'en éloigne.
Cette baisse du flux géothermique varie selon les dorsales et peut être mis en lien avec la
subsidence du plancher océanique.
Cette baisse du flux géothermique s'accompagne d'un approfondissement de l’ensemble
des isothermes ce qui traduit un refroidissement de la lithosphère océanique au cours du
temps.
À mesure qu'elle vieillit, en s'éloignant de la dorsale, la lithosphère
océanique se refroidit et son épaisseur augmente. En effet, la limite
entre lithosphère et asthénosphère dépend de l'état physique et
donc de la température des matériaux.
La subsidence occasionnée est donc d’origine thermique (principe
d'isostasie – modèle de Pratt)
Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique finit par devenir
supérieure à celle du manteau asthénosphérique.
La plaque, un temps maintenue en surface par la lithosphère voisine, finit par
sombrer dans le manteau à la faveur des mouvements tectoniques globaux de
convergence des plaques.
Ainsi, l'âge de la lithosphère océanique n'excède donc pas 200 Ma.
3- Des transformations minéralogiques au sein des
roches. Doc 1, 2, 3 p152p152-153
• Les gabbros, roches caractéristiques du plancher
océanique, subissent avec le temps des transformations
métamorphiques : ils deviennent des métagabbros.
P153 n°1c
Les métagabbros, roches
caractéristiques des zones de
subduction, sont fréquents dans la zone
interne des Alpes (massif du Queyras).
Leur répartition géographique révèle
une zonation très nette du
métamorphisme dans les Alpes :
d'ouest en est, on assiste à un passage
progressif de roches du type schistes
verts à des schistes bleus, puis à des
éclogites
L'intensité du métamorphisme est donc croissante d'ouest en est, ce qui signifie que les
roches y ont été portées à des températures et des pressions de plus en plus
importantes. C'est donc dans ce sens que s'est effectuée la subduction qui a provoqué la
disparition de l'océan alpin : la plaque alpine a plongé sous une plaque orientale, la
plaque adriatique.
Cette transformation
métamorphique (quartz →
coésite) est un indice d’une
subduction de lithosphère
continentale entraînée par la
lithosphère océanique et montre
le blocage de la subduction et la
suture entre les 2 plaques.
IV- de la subduction à la collision
Charriage d’une portion de
lithosphère océanique sur le
continent = OBDUCTION
Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique finit par devenir
supérieure à celle du manteau asthénosphérique.
La plaque, un temps maintenue en surface par la lithosphère voisine, finit par
sombrer dans le manteau à la faveur des mouvements tectoniques globaux de
convergence des plaques. A terme les 2 masses continentales s’affrontent:
empilements de nappes, failles, plis qui en résultent créent des reliefs
en surface, une racine crustale en profondeur, donc un
épaississement de la croûte.
la densité trop faible de la croûte continentale ne permet pas de s'enfoncer
dans l'asthénosphère plus dense. Cette subduction continentale est donc
devenu de plus en plus difficile et a fini par se bloquer (la lithosphère
continentale s'est désolidarisé de la lithosphère océanique).
Au cours de ce blocage, des matériaux océaniques peuvent venir chevaucher la
lithosphère continentale et c’est alors qu’une ophiolite peut être produite (on parle
d’obduction).
•Les données récentes de la tomographie sismique, en
particulier sous l'Himalaya, montrent que, malgré sa faible
densité et contrairement à ce que pensaient les géologues
jusqu'à une époque récente, la croûte continentale peut
s'enfoncer profondément dans le manteau (sous l'Himalaya, la
plaque continentale indienne s'enfonce à la verticale sur près de
1000 km de profondeur) : c'est ce que l'on appelle la subduction
continentale.
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