Transcript Certaines grandes chaînes de montagnes (Alpes, Himalaya) ne sont

Chapitre 2: Convergence lithosphérique et
collision continentale
Certaines grandes chaînes de montagnes (Alpes, Himalaya) ne sont pas
situées dans des zones actuelles de subduction. Elles se trouvent
cependant à la limite entre deux plaques convergentes (Plaque
eurasiatique/ Africaine ; Plaque Eurasiatique / Indo australienne).
Comment expliquer la formation de ces reliefs par convergence ?
21/11/2011
III) Les caractéristiques morphologiques et géométriques
des chaînes de collision
TP 25 : les témoins d’une chaîne de collision
A/ Des marqueurs tectoniques : les plis, les failles
inverses, les chevauchements et nappes de charriage
On observe à la surface des chaînes de collision les
structures tectoniques suivantes:
 les plis
sous l'effet de contraintes tectoniques
convergentes les roches se déforment sans se rompre.
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 les failles inverses idem mais les roches se
cassent, si la contrainte est compressive, le
compartiment supérieur (série chevauchante)
chevauche le compartiment inférieur (série
chevauchée),
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 les chevauchements le long de la faille inverse c'est
tout un ensemble de terrains qui en chevauche un
autre sur quelques kilomètres.
 les charriages : il s'agit d'un chevauchement de très
grande amplitude. On appelle nappe de charriage
une portion entière de lithosphère continentale
pouvant provenir d'une région très éloignée (50 Km),
qui a été déplacée pendant des Ma, pour venir
recouvrir et parfois doubler l'épaisseur de la
lithosphère chevauchée. On retrouve souvent des
terrains anciens sur des terrains récents.page 215
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•
- des plis, des
failles et des
charriages (klippe
du Mont Jovet).
Fenêtre de
Barcelonnette
Légende :
Domaine externe, "autochtone" :
Rouge = massifs cristallins externes ; bleu pâle = Jurassique moyeninférieur ; vert vif = Jurassique supérieur - Crétacé ; gris= Tertiaire.
Domaine interne, "charrié" :
Jaune = Zone subbriançonnaise ; orangé = Zone briançonnaise
sensu stricto ; rose pâle = Zone ultrabriançonnaise ; vert sombre =
Zone piémontaise sensu stricto ; vert-kaki pâle = Zone liguropiémontaise ; vert-kaki sombre = Zone des flyschs de l'Embrunais ;
rose fonçé = massifs cristallins internes.
B/Un marqueur topographique : le relief
La croûte continentale, composée de granites et de
gneiss a une densité (2.6) inférieure à celle de
l'asthénosphère (3.4). Une croûte continentale
n'entre donc pas en subduction. Deux lithosphères
continentales convergentes s'affrontent et se
découpent en écailles qui s'empile les unes sur les
autres, ce qui a pour conséquence d'augmenter les
reliefs en surface. On retrouve des reliefs élevés
dans les chaînes de collision (5 Km dans les Alpes).
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B) Un marqueur structural : la racine crustale
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Le raccourcissement horizontal est compensé par
l'épaississement de la croûte qui se traduit en
surface par la formation de reliefs. Mais cet
épaississement est bien plus important en
profondeur, on observe une augmentation de 40 à
50 Km. Il forme ce que l'on appelle une racine
crustale.
Les données des profils sismiques montrent que le
Moho plonge dans les Alpes de 60 Km de profondeur
au centre de la chaîne, indiquant une racine
importante dans la partie interne de cette chaîne.
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II) Les témoins d'un ancien domaine océanique
A) Présence d’anciennes marges passives
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Doc A et B page 202-203 et page 206-207-210-211
La formation d'un océan débute par l'extension et la rupture de la lithosphère
continentale. Lorsque l'amincissement des rifts continentaux est trop
important, des marges passives se forment Ce sont des zones de
transition entre la croûte continentale et la croûte océanique. Elles
constituent des bordures stables des continents. Elles sont découpées par
des failles normales qui bordent des blocs basculés : c'est le rifting.
On retrouve à certains endroits dans les chaînes de collision des séries de
failles normales plus ou moins parallèles (extension) qui délimitent des
blocs basculés larges de plusieurs Km. Ces structures sont semblables à
celles des marges passives continentales actuelles, d'autant plus que l'on
observe à leur surface des sédiments rappelant la succession des
sédiments pré rift, syn rift et post rift sur les blocs basculés.
Ces marges passives déformées sont des témoins de l’extension continentale.
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B) Présence d’une ancienne lithosphère océanique
Livre page 208- 212
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On observe à l'affleurement une succession de 3 roches :
serpentines (ancienne péridotite altérée), métagabbro
(hornblende et chlorite actinote) ou gabbro initial et basaltes
en coussins. Cette succession est caractéristique d'une
lithosphère océanique formée à l'axe d'une dorsale puis
hydratée au cours de l'expansion océanique. La succession de
ces 3 roches en surface est appelée ophiolite (= lithosphère
océanique de surface) témoigne donc de la formation puis de
l'expansion de l'océan aujourd'hui disparu mais dont les
lambeaux de sa lithosphère ont été incorporés à la chaîne lors
de la collision.
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III) Les témoins d’une ancienne subduction (paleosubduction)
Livre p 212,213
On observe dans le massif alpin des métagabbros à glaucophane, des
métagabbros à grenat et jadéite et des métagabbros à coésite (forme
ultra haute pression du quartz). Ces roches sont des témoins d'une
lithosphère océanique subduite dont les roches ont subi un
métamorphisme HP-BT. Elles prouvent donc la disparition de l'océan alpin
par subduction. Elles ont été ramenées en surface au cours de la collision.
La disposition géographique de ces roches (d'Ouest en Est) laisse
supposée d'une subduction de la lithosphère océanique eurasiatique sous
la plaque africaine.
Suite à la disparition de la totalité de la lithosphère océanique par
subduction, ce sont deux lithosphères continentales qui convergent l'une
vers l'autre. Il en résulte la formation d'une chaîne de montagne appelée
chaîne de collision qui sont les alpes franco-italiennes actuelles (ou
Himalaya).
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Conclusion :
L'ensemble de tous ces marqueurs permet de démontrer
que les chaînes de collision sont des lieux de
raccourcissement et d'épaississement de la
lithosphère continentale (surtout en profondeur).
Après la collision la chaîne de montagne est le lieu d'une
évolution tardive : érosion en surface et fusion partielle
en profondeur (l'érosion provoque moins de pression sur
les roches, la racine crustale qui remonte, baisse de
pression = fusion partielle).
La collision continentale est l'aboutissement du processus
de fermeture océanique résultant de la convergence des
plaques lithosphériques. Des lambeaux de Lithosphère
Océaniques (ophiolites) ont été incorporés au cours de
la collision et ont été ramenés en surface. Les ophiolites
sont pour les géologue des outils de reconstitution de
l'histoire de la formation des alpes.
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