CHAPITRE 2 : LA CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE Contexte de la formation des chaînes de montagnes

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1 Sciences de la Vie et de la Terre Classe de Terminale S Thème 1B : LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE CHAPITRE 2 : LA CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE Contexte de la formation des chaînes de montagnes Les chaînes de montagnes sont des lieux de convergence lithosphérique. Ces zones d affrontement entre deux lithosphères renferment des informations qui permettent de reconstituer l histoire de ces reliefs et de retrouver le moteur de la convergence. En effet en cas de fermeture totale de l océan, les continents qui le bordaient entre en contact : un tel affrontement a permis de provoquer la surrection d une chaîne de montagnes dite de collision. Les Alpes et l Himalaya, par exemple, ont une telle origine. ð Problématique : Comment se forment les chaines de montagnes et quels sont les indices qui le prouvent? I/ Les témoins de la présence d un ancien domaine océanique A) L organisation de la lithosphère océanique (rappels de 1 ère S) Au niveau des dorsales océaniques, il y a création de plancher océanique ou accrétion. L origine en est la formation, à l aplomb du rift, de magmas de composition basaltique par fusion partielle des péridotites du manteau supérieur. Ces magmas migrent vers la surface puis, se refroidit soit lentement et donnera du gabbro (roche magmatique plutonique à texture grenue), soit rapidement et migrera en surface pour donner du basalte (roche magmatique volcanique à texture microlithique). Ces roches donneront avec les péridotites, constituent la lithosphère océanique. 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, basaltes en filons, gabbros et enfin péridotites. 1

2 B) Les ophiolites, vestiges de l ancienne lithosphère océanique Les chaînes de montagnes renferment souvent des massifs à l aspect de peau de serpent appelées «ophiolites» (ophis : serpent). Elles sont constituées par la superposition de trois types de roches du haut vers le bas : Ø Des basaltes à l aspect en coussins (pillow-lavas) et basaltes en filons Ø Des gabbros, roches grenues présentant de gros cristaux de pyroxènes et de plagioclases Ø 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. La composition chimique de ces roches, leur agencement et la forme en coussins des basaltes sont semblables à ce que l on observe dans une lithosphère océanique actuelle. Bien que souvent très déformées et métamorphisées, les ophiolites sont les lambeaux de lithosphère océanique. C) Les traces d une ancienne marge continentale passive Une marge passive se forme lors de la naissance d un océan A l inverse des marges actives, 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. En effet, un océan naît de la déchirure d un continent. 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 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. 2

3 Les caractéristiques d une marge continentale passive Au niveau d une marge continentale passive, la croûte continentale est fracturée par un ensemble de failles normales légèrement concaves vers le haut, les failles listriques. Ces dernières délimitent des blocs de croûte, d une largeur moyenne de 15km, qui basculent les uns par rapport aux autres suite à l étirement de la zone : on les nomme blocs basculés. Des vestiges de marges océaniques Les forages et les profils sismiques réalisés sur une marge continentale passive montrent des blocs basculés séparés par des failles normales délimitant des bassins sédimentaires dissymétriques (abruptes du côté de la faille). Les sédiments ayant rempli ces bassins forment trois ensembles qui diffèrent par leur disposition géométrique et par leur milieu de dépôt et qui témoignent d une subduction progressive due au fonctionnement des failles normales. On distingue : Ø Les sédiments anté-rift (déposés en milieu peu profond sur le socle continental sont ils sont solidaires), Ø Les sédiments syn-rift (d épaisseur inégales et déposés à des profondeurs variables) Ø Les sédiments post-rift (en discordance sur les précédents, déposés à grande profondeur et non affectés par les failles normales). Une marge continentale passive correspond à de la croûte continentale amincie par étirement lors de la naissance d un océan. 3

4 BILAN : Les ophiolites sont les vestiges d un ancien plancher océanique qui existait autrefois à l emplacement d une chaine de montagnes. Ces roches, des basaltes, des gabbros et des péridotites sont les mêmes que celles que l on peut observer dans un plancher océanique actuel âgé et elles sont superposées de la même façon. Une marge passive actuelle s est formée au moment de la naissance d un océan. Elle est fracturée par un ensemble de failles listriques qui délimitent des blocs basculés de croûte sur lesquels s est déposée, au moment de l ouverture océanique, une sédimentation en éventail (sédiments anté-rifts, syn-rifts et post-rifts). Ces caractéristiques se retrouvent au cœur d une chaine de montagnes : ce sont les vestiges d une ancienne marge passive, formée lors de l ouverture de l océan. 4

5 II/ Les témoins de la fermeture de l océan par subduction A) La subduction est la conséquence de l âge et de la densité de la lithosphère océanique Au cours de son éloignement de la dorsale, la lithosphère océanique vieillit et se refroidit. L océan s approfondit sous l effet d une subsidence d origine thermique, c est à dire liée au refroidissement. Ce refroidissement en surface entraîne un enfoncement des isothermes, en particulier l isotherme 1300 C qui limite la lithosphère de l asthénosphère. Ainsi la lithosphère océanique s épaissit en vieillissant par ajout de manteau lithosphérique au détriment du manteau asthénosphérique alors que l épaisseur de la croûte océanique reste constante. Le manteau lithosphérique étant plus dense (3,3) que le manteau asthénosphérique (3,25), la densité de l ensemble croûte océanique-manteau lithosphérique augmente progressivement au cours du temps jusqu à dépasser celle de l asthénosphère. Bien que la lithosphère océanique soit en déséquilibre sur l asthénosphère, elle peut continuer à «flotter» tant qu elle reste solidaire de la lithosphère continentale voisine ou de la jeune lithosphère océanique qui jouent le rôle de bouées. Après plusieurs millions d années, le seuil d équilibre est largement dépassé. Conformément au principe d Archimède, la vieille lithosphère océanique très dense, s enfonce dans l asthénosphère, moins dense : une subduction s amorce. Le moteur de la subduction Plus une plaque a de frontières en subduction, plus elle se déplace rapidement à la surface du globe. Les mécanismes au foyer des séismes enregistrés à partir d une certaine profondeur témoignent d une extension orientée selon la pente du plan de Bénioff. Cette extension résulte d une traction exercée par la lithosphère en cours de subduction. En profondeur, la tomographie sismique permet de suivre de le devenir de la lithosphère «froide» en subduction dans le manteau «chaud». Les mouvements descendants sont rapides et de grande ampleur comparés aux mouvements ascendants du manteau sous les dorsales qui sont superficiels et lents. La gravité est le moteur essentiel de la tectonique des plaques. Le déplacement des plaques lithosphériques à la surface du globe résulte surtout de la traction exercée par le poids des lithosphères en subduction. B) Les transformations minéralogiques liées à la subduction Au cours de la subduction, des matériaux océaniques et continentaux sont entraînés en profondeur et subissent un métamorphisme. Par rapport à la température, la pression joue un rôle majeur dans les transformations minéralogiques observées. 5

6 Un tel métamorphisme, qualifié de haute pression et basse température (HP/BT) ne s observe actuellement que dans les contextes de subduction. Les assemblages minéralogiques initiaux, stables en surface, sont déstabilisés au cours de l enfouissement et de nouveaux assemblages se forment par réaction chimique entre les minéraux initiaux. Les gabbros, roches caractéristiques du plancher océanique, subissent avec le temps des transformations métamorphiques : ils deviennent des métagabbros. Les premiers métagabbros du plancher océanique vieillissant sont des «schistes verts» qui referment des chlorites (minéraux verts témoignant d une importe hydratation). Lors du plongement de la lithosphère océanique, les «schistes verts» sont transformés en «schistes bleus», dont les reflets bleutés sont dus à la présence d une amphibole bleue : le glaucophane. Enfin, si ces «schistes bleus» sont entraînés davantage en profondeur, ils sont transformés en éclogites : des grenats y apparaissent associés à un pyroxène vert, la jadéite. Glaucophane, grenat et jadéite ne peuvent se former que dans les conditions de température et de pression qui caractérisent les zones de subduction. Ils témoignent en outre d une déshydratation interne subie par les métagabbros. C) Les traces d un métamorphisme de subduction dans les Alpes 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. 6

7 BILAN : La subduction est la conséquence d un vieillissement du plancher océanique. En effet, à mesure qu elle vieillit en s éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, son épaisseur et sa densité augmentent. La densité de la lithosphère océanique finit par devenir supérieure à celle du manteau asthénosphérique ce qui entraine inéluctablement son plongement dans le manteau. Les gabbros, roches caractéristiques du plancher océanique, subissent avec le temps des transformations métamorphiques : ils deviennent des métagabbros. Au cours du vieillissement du plancher, mais avant la subduction, ils ont été transformés en schistes verts ; au cours de la subduction, ces schistes verts deviennent des schistes bleus puis des éclogites. De telles roches, caractéristiques des zones de subduction, sont fréquentes dans la zone interne des Alpes (massif du Queyras) et témoignent d une ancienne subduction dans l histoire de cette chaine de montagnes. III/ La collision continentale et la formation de la chaîne de montagnes A) De la subduction à la collision Lorsque l ensemble du domaine océanique a disparu par subduction, l une de ses marges continentales peut être entraînée dans le manteau par la lithosphère océanique plongeante. La densité de la croûte continentale étant plus faible que celle de la croûte océanique, cette subduction continentale devient de plus en plus difficile et finit par se bloquer. Le raccourcissement imposé par la convergence ne peut plus être absorbé par la subduction : la collision de deux lithosphères continentales prend le relais. B) Raccourcissement et épaississement crustal La lithosphère continentale est alors contrainte de s adapter à la compression tectonique : - En profondeur, où la température est importante, les roches se déforment de manière plastique et forment des plis. - Dans les zones superficielles, plus froides, les roches ont un comportement cassant et se fracturent en failles inverses. La convergence se poursuivant, des nappes de charriage, formées par des chevauchements de terrains plus anciens sur des terrains plus jeunes, s empilent sur de grandes épaisseurs. Ainsi, la lithosphère continentale répond au mouvement de convergence par un raccourcissement et un épaississement : sous la chaine de montagnes, la profondeur du Moho peut atteindre plus de 70km (c est la «racine crustale»). 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 1000km de profondeur) : c est ce que l on appelle la subduction continentale. 7

8 BILAN : Lors de la collision, la lithosphère continentale s adapte à la compression tectonique en se raccourcissant avec formation de plis, de failles inverses et de nappes de charriage. Globalement, la croûte s épaissit au niveau de la chaîne de montagnes, la profondeur du Moho pouvant atteindre 70km de profondeur. Enfin des données récentes mettre en évidence une subduction continentale. SCHEMA BILAN : L histoire des Alpes 8

9 SCHEMA BILAN GENERAL 9