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Dossier III
SVT
Leçon n° 4
Convergence et Collision
Terminale
Scientifique
Enseignement
obligatoire
Les mouvements de convergence observés dans les zones de subduction impliquent 2 plaques lithosphériques de nature océanique ou une
plaque continentale et une plaque océanique. Si la lithosphère océanique disparaît totalement, 2 plaques de nature continentale entrent
alors en collision et sont à l’origine de la formation des chaînes de montagnes caractérisées par un fort relief. La collision continentale
est donc un prolongement, une suite de la subduction océanique.
L’analyse de quelques éléments de la géologie des Alpes franco-italiennes
Il est possible de demander aux élèves d’expliquer
permet de dégager les caractéristiques essentielles de ce processus.
Quels sont les marqueurs morphologiques et géologiques d’une quels sont ces marqueurs et de préciser à chaque
chaîne de collision ? (comment la convergence des plaques engen- fois quelle est leur origine.
On peut aussi leur conseiller de faire à chaque fois
dre-t-elle le relief d’une collision ?)
Comment les structures géologiques et roches actuelles révèlent- un dessin explicatif.
elles : l’existence d’un ancien océan ?, la présence d’une des deux On peut aussi leur donner une liste de mots impomarges passives de l’océan ? , le témoignage d’une subduction
sés (cf ceux en gras dans le texte).
ayant précédé la collision ?
Ce chapitre est relativement court. Il peut permettre
Comment une chaîne de montagnes évolue-t-elle après la collide faire un plus grand nombre d’exercices.
sion?
I - Les marqueurs de la collision continentale
A - Des structures visibles à l’affleurement
- a - Des reliefs.
Les chaînes de montagnes intra-continentales présentent quand elles sont récentes des reliefs élevés et aigus
(Alpes - 4 807 m ; Himalaya - plus de 8 000 m, ...).
- Cet épaississement de la croûte continentale est la conséquence de son raccourcissement sous l’action des forces de
compression liées à la collision.
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☯
- b - Des marqueurs tectoniques.
Ils sont le résultat de l’action des forces de compression. Ce sont :
les plis quand la nature des roches (et leur température) a permis aux déformations d’être souples,
les failles inverses quand les déformations ont induit la fracturation des roches, les failles inverses peuvent être très plates
et transporter sur des dizaines de kilomètres (centaine ?), en plusieurs millions d’années, des portions de croûte ou de lithosphère de grande taille : ce sont les chevauchements
les chevauchements quand les forces très importantes conduisent au transport d’ensemble de roches sur d’autres,
les charriages quand ces déplacements ont été de très grande ampleur en volume et en distance (plusieurs dizaines de kilomètres).
B - Des structures profondes.
☯ La sismique réflexion qui fournit des profils sismiques permet de mettre en évidence un épaississement de la croûte terrestre
qui peut atteindre 50 à 70 Km de profondeur à l’aplomb des grands massifs ; la partie basse de cet épaississement crustal est
nommé racine crustale. : c’est la base des chaînes de collision, la racine de la chaîne de montagne. Par ailleurs, dans les
Alpes, ces mêmes données sismiques montrent que le Moho plonge lentement de l’extérieur vers l’intérieur de la chaîne
jusqu’à 60 Km de profondeur.
☯ Cet épaississement résulte de l’empilement en profondeur de portions de lithosphères appelées écailles tectoniques. En effet,
la croûte continentale de densité moins élevée que celle de la péridotite du manteau ne peut être entraînée dans une subduction. La subduction étant bloquée, la lithosphère continentale se rompt et se découpe en écailles tectoniques.
☯ C’est cet empilement qui est à l’origine de l’épaississement de la croûte (= épaississement crustal) et qui se manifeste en
surface par des reliefs élevés (du moins pour les chaînes récentes). Cet empilement de nappes de roches porte le nom de prisme de collision.
Ils existe dans les zones de subduction d’autres marqueurs qui permettent de reconstituer l’histoire des zones de collision. Ce sont
ces marqueurs qui vont être vus dans le paragraphe II, puis l’histoire totale des Alpes sera reconstituée dans le paragraphe III.
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II - Les marqueurs des évènements anté-collision : les témoins de l’ouverture puis de la
fermeture d’un domaine océanique avant la collision
A - Marges passives, rifting et océanisation : rappels de 1ère S
(alléger considérablement cette copie du cours de 1ère S)
1) Les caractéristiques d’une marge continentale passive
☯
Les marges continentales constituent le domaine de transition entre continent et océan. Les marges passives (ou stables)
s’oppose aux marges actives car ce sont des régions calmes sans manifestations sismiques ou volcaniques. Les données
récoltées lors de relevés topographiques, de forages ou par sismique réflexion ou réfraction permettent de déterminer les
caractéristiques structurales des marges passives. Ces marges sont marquées :
1) par la présence de trois grandes unités morphologiques :
~ le plateau continental, de 70 à 80 km de large et de 0 à 200 à 300 m de profondeur - il s’agit du prolongement du domaine continental émergé sur lequel se déposent les sédiments apportés par les fleuves,
~ le talus (ou pente) continental qui s’étage de 200 à 3 000 - 4 000 m de profondeur avec une déclivité
moyenne de 7 % en moyenne - il est souvent entamé par des canyons sous-marin,
~ le glacis continental situé au pied du talus - il présente une pente faible et se raccorde à la plaine abyssale;
C’est à son niveau que la nature de la croûte change.
2) par l’existence sous et dans la couverture sédimentaire de nombreuses failles normales (= failles listriques) inactives actuellement qui découpent la partie supérieure de la croûte en un ensemble de blocs plus ou moins basculés les
uns sur les autres (disposition en gradins) - la partie inférieure ayant un comportement moins rigide n’est pas affectée
par les failles,
3) par un amincissement progressif de la croûte continentale depuis la zone émergée jusqu’à sa limite avec la croûte
océanique (elle passe d’environ 35 km de profondeur à environ 10km).. Cet amincissement est lié à un étirement de la
croûte de 30 à 40 %.
2) L’ouverture d’un océan et ses conséquences
a) les 3 étapes de l’ouverture d’un océan (= rifting)
☯ On nomme rifting les premières étapes de l’ouverture d’un océan. C’est l’étude de rift continentaux, des zones océaniques
en formation, des structures des marges passives et de leur datation qui permet d’en faire l’étude. Des modélisations en
laboratoire corroborent ces apports. On peut distinguer trois étapes dans l’ouverture d’un océan :
1) Stade rift continental. Dans un premier temps, la croûte continentale est étirée et amincie. Cette extension est à l’origine de la
formation des blocs de croûte continentales et de leur basculement (glissement) les uns par rapport aux autres. Des failles normales
encadrent un fossé d’effondrement, le rift continental, dans lequel s’accumulent des sédiments fluviatiles et lacustres. La surcharge
ainsi créée accentue l’enfoncement du fossé. Des émissions volcaniques peuvent alors se mettre en place dans les fractures de distension. Le rift africain est actuellement un bon exemple d’une telle structure. Le rift de Limagne est une structure identique
«avortée».
2) Stade intermédiaire. A un stade plus avancé, la dominante magmatique s’intensifie et de la croûte océanique s’intercale
progressivement entre les lèvres opposées du rift continental préexistant. C’est le cas actuellement de la région des Afars.
3) Stade océanique. Ultérieurement, l’abaissement du niveau plancher océanique en raison d’une part de l’étirement et d’autre
part de la densité des roches mises en place conduit à une invasion marine. Le rift continental est alors remplacé par un rift océanique. Un bassin océanique étroit de type Mer Rouge se met alors en place. Il s’élargira peu à peu au fur et à mesure du fonctionnement de la dorsale qui en occupe le centre. Ce mécanisme s’appelle océanisation.
b) sédimentation et rifting
☯ L’affaissement progressif, régulier ou saccadé, du plancher du bassin d’effondrement initial jusqu’au bassin océanique porte
le nom de subsidence (du latin : subsidere = s’enfoncer). Ce phénomène permet l’accumulation sur de fortes épaisseurs de
sédiments. On distingue 3 types de sédiments :
1) les sédiments qui étaient présents avant la fracturation et qui restent solidaires des blocs de socles basculés (on les
qualifie de pré-rift),
2) les sédiments qui se sont déposés au moment du rifting et qui soulignent par leur disposition le basculement progressifs des blocs (on les qualifie de syn-rift),
3) les sédiments qui se sont déposés après le rifting et qui recouvrent de manière régulière les ensembles précédents
(on les qualifie de post-rift).
☯ En fonction des apports sédimentaires continentaux plus ou moins importants, les géologues distinguent les marges nourries (avec une forte épaisseurs de sédiments - cas du Golfe du Mexique) des marges maigres. A la diversité des sédiments
des marges s’oppose la monotonie de la sédimentation des plaines abyssales.
☯ On constate parallèlement à l’étirement de la lithosphère, une remontée de l’asthénosphère. Pour certains auteurs l’étirement est la cause de la remontée de l’asthénosphère, pour d’autres, c’est la remontée de l’asthénosphère qui est la cause de
l’étirement. Ces deux hypothèses sont à l’heure actuelle en discussion.
Conclusion :
Les marges passives des continents sont structurées par des failles normales et sont le siège d’une sédimentation importante.
Elles ont enregistré l’histoire précoce de la rupture continentale et de l’océanisation. L’activité des failles normales, héritage
de rifts continentaux, témoigne de l’amincissement de la lithosphère et de sa subsidence.
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A - Marges passives, rifting et océanisation : rappels de 1ère S (suite)
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II - Les marqueurs des évènements anté-collision : les témoins de l’ouverture puis de la
fermeture d’un domaine océanique avant la collision (suite)
(Rappel de 1ère S : rifting, marges passives et océanisation)
B - Les marqueurs d’une ouverture océanique : les traces de marges passives (rifting)
1) Des marqueurs tectoniques
☯ On retrouve dans les Alpes, des structures caractéristiques de marges passives : elles correspondent à la portion de la croûte
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continentale amincie lors du rifting, par des phénomènes d’extension et d’étirement qui précèdent toujours l’apparition d’une
croûte océanique.
Ainsi, dans les Alpes franco-italienne (massif de Belledonne, bloc de la Mure, de Taillefer, et des Grandes Rousses) on observe des blocs basculés délimités par des failles normales incurvées ou failles listriques qui traduisent des phénomènes
d’extension subis par la croûte lors du rifting . Ces structures sont comparables aux marges passives continentales actuelles
révélées par les données sismiques et visibles dans l’Atlantique Nord. Ces régions des Alpes correspondent à deux anciennes
marges continentales et témoignent donc de l’étirement et de l’amincissement d’un continent. L’aboutissement en est la rupture et l’ouverture d’un océan. Des sédiments accompagnent ces blocs basculés (cf. marqueurs sédimentaires).
Les blocs basculés correspondent aux glissement des ensembles de roches (socles et sédiments ) délimités par les failles listriques : c’est la géométrie même de ces failles qui impose le basculement des blocs et la sédimentation (syn-rift) originale
qui y est rattachée. Ces blocs basculés comportent des structures sédimentaires en éventail qui sont des marqueurs sédimentaires de l’ouverture océanique.
2) Des marqueurs sédimentaires
les sédiments des Alpes permettent de retracer l’histoire de l’ouverture de l’océan Alpin. Les blocs basculés séparés par des
failles normales sont recouverts par des formations sédimentaires caractéristiques d’une mer plus ou moins profonde. Ils sont datés du Jurassique au
Crétacé :
* Les sédiments ante-rift sont peu épais (Trias).
* Les sédiments syn-rifts d’une épaisseur de 1500 mètres témoignent d’une subsidence liée à un enfoncement du socle cristallin. L’épaisseur des sédiments varie considérablement en épaisseur et en nature : le
strates peuvent avoir plusieurs centaines de mètres (alternances de couches
de calcaires et de marnes à ammonites) à quelques dizaines de mètres
(matériaux alors détritiques) ==> ceci est un effet du basculement des
blocs sous l’effet des contraintes distensives : leur enfoncement progressif
(= subsidence) permet au contact des failles la présence de mers profondes
et donc la présence de fossiles (ammonites) signant cette profondeur des
dépôts alors que près des crêtes des blocs -crêtes qui forment des hauts
fonds, voire qui émergent - la sédimentation est peu épaisse -voire absenteLe fonctionnement des failles et la sédimentation conséquente se font au Jurassique inférieur (-190 Ma) Lias.
* Les sédiments post-rift, épais, se sont déposés à la fois sur les marges continentales passives et sur la croûte océanique en formation, le milieu marin est alors devenu relativement profond.
Sous l’effet des contraintes compressives, les failles de ces blocs peuvent rejouer en failles inverses et entraîner des déformations importantes des sédiments déposés : elles ont donc souvent une structure en éventail.
Ces marqueurs sont datés dans les Alpes d’environ - 190 millions d’années.
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II - Les marqueurs des évènements anté-collision (suite)
C - Les marqueurs d’une expansion océanique : les restes d’un plancher océanique
☯ Dans les Alpes franco-italienne, affleurent des ophiolites (de ophis = serpent). Les ophiolites sont un cortège de roches cor-
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☯
respondant à des restes de plancher océanique (lithosphère océanique) ; cette association , typique des roches connues à
l’heure actuelle dans les fonds océaniques, est constituée de haut en bas, dans le Chenaillet (Briançonnais), par :
des basaltes en coussins (diamètres des coussins: de 50 cm à 1 m, épaisseur de la formation : 300 à 400 m) et des
basaltes en filons,
des gabbros (épaisseur : 150 à 200 m),
des péridotites serpentinisées. (remarque : dans ces roches, les pyroxènes et les olivines soumises à une intense
altération hydrothermale sont entourés d’un minéral hydraté vert: la serpentine).
Toutes ces roches appartiennent au faciès des « schistes verts » (métagabbros ou métabasaltes du faciès des « schistes
verts ») : elles ont été transformées par hydratation (= hydro métamorphisme) lors du vieillissement de la lithosphère océanique ; des auréoles de chlorite et d’actinote (= amphibole verte) entre pyroxènes et feldspaths constituent l’association
minérale caractéristique de ce faciès (métamorphisme de basse pression et de basse température).
La présence de ces roches à cette altitude résulte du charriage sur le continent de portions de la lithosphère océanique sur la
croûte continentale : on nomme obduction ce mécanisme. Ces ophiolites ont été incorporées aux zones internes des chaînes
de montagnes pendant la phase compressive.
Par ailleurs on trouve souvent sur cette série, des radiolarites, roches sédimentaires constituées de fossiles siliceux
(radiolaires) ; L’absence de calcaire (remplacé par la silice) témoigne de profondeurs supérieures à 4000m.
Les ophiolites représentent donc les restes de l’ancienne croûte océanique de l’océan alpin qui s’ouvre à la fin du Jurassique moyen et se ferme au cours de Crétacé : elles sont datés dans les Alpes de - 180 à - 100 millions d’années (-150 ma à 80 Ma pour d’autres auteurs (Bordas)). Le Chenaillet offre donc la possibilité d’étudier un ancien plancher océanique complet comportant toute la lithosphère océanique et sa couverture sédimentaire. C’est un témoin de l’océanisation.
D - Les marqueurs d’une fermeture océanique (témoins d’une subduction anté-collision).
☯ Ces marqueurs correspondent à des roches de la lithosphère océanique ayant subies une subduction, ces roches étant ulté-
rieurement remontées à la surface à la faveur de mouvements tectoniques et de l’érosion.
☯ Ces roches de la lithosphère océanique alpine subduite présentent des
associations minéralogiques caractéristiques de conditions de haute
pression (plus de 1Gpa) et de relativement basse température (- de
500 °C). [en effet, lors de cette augmentation de la pression à température froide, les minéraux deviennent instables et interagissent : c’est
un métamorphisme de subduction] ; les basaltes et les gabbros de la
croûte océanique donnent alors, selon les profondeurs atteintes :
des métagabbros ou des métabasaltes du faciès des
« schistes bleus », par exemple dans le Queyras ; dans ces roches, la
glaucophane (amphibole bleue), s’est formée par réaction entre les
pyroxènes et les plagioclases ; des reconstitutions en laboratoire de
cers réactions montrent que ces faciès des « schistes bleus » se sont
formés vers 30 à 50 km de profondeur,
des éclogites, comme par exemple dans le Mont Viso ; dans
ces roches, des grenats apparaissent associés à des pyroxènes verts
(jadéite) ; les reconstitutions en laboratoire montrent que ces éclogites
se sont formés vers 50 à 90 km de profondeur.
☯ Dans les Alpes, la répartition géographique du métamorphisme de
Haute pression et basse température est remarquable (= zonation
du métamorphisme) : les roches du faciès des « schistes verts » se
retrouvent à l’Ouest , puis plus à l’est on trouve le faciès des « schistes
bleus » puis encore plus à l’Est, les éclogites ==> il existe donc une
intensité croissante du métamorphisme (donc de l’enfouissement)
d’Ouest en Est. (Voir carte ci-contre). On peut en déduire que c’est la
plaque Ouest (= plaque Européenne, = plaque Alpine) qui a plongé sous la plaque Est (= plaque Africaine, = plaque orientale, = plaque adriatique). On date cette subduction dans les Alpes entre - 70
Ma et - 50 Ma.
☯ Remarques :
1) ces roches métamorphiques, indices de la disparition de la lithosphère de l’océan alpin par subduction, ont dû être rapidement remontées à la surface pour que les traces de leur métamorphisme haute pression/basse température aient été conservées. Seuls des petits fragments ont été préservés et sont maintenant observés à l’affleurement.
2) ces fragments de croûte océanique subduite sont associés à des sédiments (= méta-sédiments océaniques), les schistes lustrés, qui doivent leur aspect lustré à la présence de mica blanc. Là encore, on retrouve une ancienne
lithosphère océanique : croûte et sédiments associés. Ces formations caractérisent le Domaine Piémontais.
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E - Les marqueurs d’une suture entre deux plaques continentales
☯ Dans les massifs cristallins internes, exemple dans le Massif de Dora Maira, en Italie, on trouve associée aux roches de la
croûte continentale, la coésite (= forme du quartz, stable aux très hautes pressions). [c’est la coésite que l’on trouve dans
des cratères d’impacts météoritiques : ce minéral est donc le témoin de roches ayant été soumises à de très fortes pressions
- on parle de zone UHP (Ultra Haute Pression) - .De petits diamants accompagnent souvent ces minéraux].
☯ Ces très fortes pressions au sein de la croûte continentale s’expliquent par le fait que la croûte océanique subduite à entraîné avec elle la croûte continentale. On interprète ces formations minérales (coésite et diamants) comme des marque d’une
suture entre les blocs continentaux qui s’affrontent. Cette collision est datée dans les Alpes à - 40 Ma.
III - Évolution tardive d’une chaîne de collision
et reconstitution de l’histoire des Alpes.
On peut demander aux élèves de reprendre la correction du bilan de l’activité 4 pour rédiger la première partie de cette histoire puis compléter de façon magistrale l’histoire future.
A - phénomènes anté-collision et collision : reconstitution de l’Histoire des Alpes
1
Vers - 190 Ma, la Pangée s’est
fracturée sous l’action de forces
distensives. Ce rifting continental a conduit à la formation de
failles normales listriques, de
blocs basculés recouverts par des
sédiments en éventails.
2
A partir de - 180 Ma, une lithosphère océanique s’est peu à peu
formée par accrétion au niveau
d’une dorsale. Ce mécanisme est à
l’origine de la formation de l’océan alpin ==> c’est l’océanisation. La présence de radiolarites
siliceuses témoigne de la profondeur de cet océan Alpin.
3
Vers - 100 Ma, le mouvement
des plaques s’est inversé et a
donné lieu à un phénomène de
subduction (témoins observables
dans le Queyras et au Mont Viso).
Peu à peu, l’océan alpin s’est
fermé. Par ailleurs l’autre lithosphère océanique (Adriatique)
subit l’obduction (témoins observables dans le Chenaillet).
4
Vers - 50 Ma, les deux plaques
continentales sont entrée en collision en donnant naissance à une
chaîne de montagnes intracontinentale, les Alpes. Cette
collision se poursuit encore actuellement.
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III - Évolution tardive d’une chaîne de collision (suite).
B - Évolution tardive des chaînes de collision (et donc des Alpes).
1) Erosion en surface
☯ Lorsque la convergence cesse,
les forces qui entretenaient le
relief et la racine crustale disparaissent. Les chaînes de montagnes sont alors soumises à des
processus d’altération des roches et d’érosion des reliefs
sous l’effet inexorable des facteurs climatiques. Les produits
de démantèlement sont transportés et déposés dans des bassins sédimentaires. Cette érosion est d’autant plus intense
que les reliefs sont vifs.
☯ L’érosion, en allégeant la chaîne, entraîne une remontée de la
racine par compensation de
masse. Ce rééquilibrage isostatique compense en partie la
perte d’altitude, il en résulte un
amincissement de la croûte,
une remontée du Moho et une
disparition complète de la racine.
2) fusion partielle en profondeur
☯ Si la décompression des roches
due à la remontée de la racine
est suffisamment rapide pour
que sa température reste assez
élevée, les roches subissent une
fusion partielle : il en résulte la
formation de migmatites, roches partiellement fondues dont
certaines parties ont la structure
et la composition du granite ;
ces phénomènes donnent aussi
naissance, à des magma granitiques, de densité inférieure à
celle des roches encaissantes, ces liquides peuvent se rassembler et monter dans la croûte sous forme de diapirs qui refroidissent lentement en profondeur ; c’est leur cristallisation en profondeur qui forme des granites intrusifs. Ainsi, à l’arrêt du
mécanisme de collision, la chaîne de montagne devient une pénéplaine où sont mis à jour les plutons formés en profondeur
(parfois à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur).
☯ L’ensemble des évènements de l’ouverture océanique jusqu’à la pénéplaination de la chaîne de collision constitue un cycle
orogénique [de orogénèse (de “oros”, montagne, et “gennan”, engendrer)]. appelé Cycle de Wilson.
Conclusion / Bilan : dynamique de la lithosphère (facultatif)
☯ L’énergie interne de la Terre dissipée en surface met en jeu les plaques lithosphériques. Une plaque continentale se fractu-
re lors de la formation d’un océan. Cette lithosphère océanique disparaît dans une zone de subduction, puis deux lithosphères continentales entrent en collision, amenant à la formation d’une chaîne de montagnes. Cette chaîne est ensuite érodée, et
le système revient à un état proche de la situation d’origine: un continent à faible relief. Ce nouveau continent piège la chaleur issue de l’intérieur de la Terre et la croûte continentale amincie pourra à nouveau subir un étirement à l’origine d’un
nouvel océan qui, par fermeture, donnera naissance à une nouvelle chaîne de montagnes.
☯ Ainsi la Terre évolue par de grands cycles successifs d’ouverture puis de fermeture des océans («cycles de Wilson» ou
«cycles des super-continents»), associés à la formation et à la destruction de chaînes de montagnes. On connaît, du moins en
Europe, 4 cycles : le cycle Cadomien, le cycle Calédonien (du cambrien au Silurien), le cycle hercynien ou varisque
(Dévonien au Permien) et le cycle Alpin (du Trias au Quaternaire).
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