Ch.2-La-convergence-lithosphérique-Formation-des-chaînes

CH.2 : LA FORMATION DES CHAÎNES DE MONTAGNES
(3 semaines)
 Lecture p.164 Bordas
 Vidéo : Massif du Chenaillet ?
II.1 A la recherche de l’océan perdu
1.1.

Le rifting : ouverture de l’océan
Animation Flash : Rifting 4
Bilan : Dans un premier temps la croute continentale est étirée, puis
des failles normales encadrent un fossé central. Ensuite, du magma
s’intercale entre les marges continentales ; c’est la formation du
plancher océanique.
Les traces dans le massif alpin
1.1.1. Les ophiolites du Chenaillet

Act.2 p168
Bilan : Dans la zone interne de l’arc alpin on observe une série de
roches appelées ophiolites constituées de basaltes en coussins, de
gabbro à pyroxènes et plagioclases et des péridotites altérées, les
serpentines. Ces roches sont le vestige de l’ancien plancher de l’océan
alpin et leur présence à cette altitude s’explique par leur charriage sur
le continent lors de la collision; C’est le phénomène d’obduction.
1.1.2. Une marge passive : le massif de l’Oisans

Act.3 p170
Bilan : Ce massif montre un ensemble de failles normales qui délimitent
des blocs basculés de croûte : ce sont les vestiges d'une ancienne
marge océanique passive identique à la marge européenne de l'océan
Atlantique.
1.2.
Evolution des roches du plancher océanique
 Document
pour
comprendre
l'évolution
de
la
lithosphère
océanique
Bilan : Au cours de l’expansion océanique, la lithosphère se refroidit et
s’hydrate ce qui transforme certains minéraux. La plupart des gabbros
du Chenaillet sont métamorphisés en métagabbro présentant des
auréoles de minéraux verts (chlorites et actinotes) témoins d’un
métamorphisme par baisse de température et hydratation. On parle de
métagabbro à facies schistes verts.
II.2 La fermeture de l’océan
2.1.

TD:
maison)
Moteur de la subduction
Épaississement
de
la
lithosphère
océanique
(calculs
Bilan : Au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, la
lithosphère océanique se refroidit ce qui se traduit par un abaissement
de l’isotherme 1300 et une augmentation de la densité de cette
lithosphère. Ainsi, dès 30 Ma, la lithosphère voit sa densité devenir
supérieure à celle de l’asthénosphère : sa subduction devient
inexorable. Cependant, l’asthénosphère présente une résistance à
l’enfoncement qui retarde la subduction de plusieurs dizaines de MA.
L’âge de la lithosphère océanique n’excède jamais 180 MA.
2.2.
La subduction au niveau minéralogique
 TP: Observation métagabbro à faciès schiste bleu et éclogite
Bilan :
 Dans le massif du Queyras on trouve un autre métagabbro coloré en
vert par des auréoles de glaucophane; il a donc été placé dans des
conditions différentes c’est-à-dire haute pression et basse température
qui ne sont réunis sur Terre que dans les zones de subduction. On parle
de métagabbro à faciès schistes bleus.
 Dans le métagabbro du Mont Viso on trouve des grenats et de la
jadéite minéraux caractéristiques d’une subduction plus profonde. On
parle de métagabbro à faciès éclogite.
III. 1 Origines des matériaux continentaux
1.3.1. Dans les zones de subduction des roches sont produites
 TP:
Observations : Granite,
projection composition chimique
Diorite,
Andésite,
Rhyolite
+
Bilan : On observe 2 structures différentes (grenue et microlitique)
pour des roches ayant la même composition chimique ; elles sont donc
issues du même magma.
1.3.2. 2) Origine du magma
 Doc.II.1 q.2, 3, 4
Bilan : Lorsque la lithosphère océanique entre en subduction, les
variations de pression entraînent de nouvelles transformations ; ces
roches, de plus en plus déshydratées sont transformées en métagabbro
de faciès schiste bleu, puis en éclogites.
L'eau libérée par les réactions entre les minéraux hydrate les
péridotites du manteau de la plaque chevauchante et contribue à
abaisser leur point de fusion. La fusion partielle de ces péridotites est à
l'origine du magma dans les zones de subduction.
IV.1 Devenir du magma
 Vanilline (http://www.youtube.com/watch?v=n85JCOeSXEY)
Conclusion : La taille des minéraux est proportionnelle au
temps de refroidissement.
Bilan : Roches grenues : refroidissement lent en profondeur : pluton.
Roches microlitiques (R. éruptives) : refroidissement en 3 temps :
- Lent dans la chambre magmatique : gros cristaux =
phénocristaux
- Rapide dans la cheminée : petits cristaux souvent en forme de
baguettes = microlites
- Très rapide à l’éruption : pâte non cristallisée = verre volcanique
fig.1: La subduction et ses évolutions
A
B
C
D
fig.2: marge passive
Suite à la fermeture d'une zone d'expansion,
s'effectue une subduction intraocéanique avec
formation parfois d'un arc insulaire volcanique.
Blocage de la subduction puis mise en place d'une
chaîne d'obduction. De la croûte océanique vient
chevaucher la lithosphère continentale.
Les continents s'affrontent mais sont séparés par
une jointure océanique (série ophiolitique) On
assiste à une collision accompagnée de la
fermeture du bassin arrière arc.
Collision avancée avec raccourcissement des
lithosphères continentales et déformations des
structures intracontinentales.
fig.3: Schéma d'une zone de subduction