Chapitre 2 Convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes.

Livre p 146 à 169 du livre Nathan et son plan de travail classe inversée + Chapitre 2 élève

Avant la séance:

Visionner une animation pour comprendre comment on passe d’un océan à une chaîne de montagne:

animation collisionLes Alpes se situent à la frontière de deux plaques aujourd’hui en convergence : la plaque eurasienne ou eurasiatique et la plaque africaine (ou micro-plaque adriatique).

profil ecors alpes subduction continentaleL’Himalaya se situe à la frontière de la plaque eurasienne et de la plaque indienne ou indo-australienne qui sont aussi en convergence.

Comment se mettent en place les chaînes de montagnes ? Quelles sont les structures reconnaissables permettant d’identifier les étapes de la formation d’une chaîne de montagnes ?

I. Les indices d’un paléo-océan

A. Les traces d’une ancienne marge continentale passive

Localisation des marges passives:

schéma general

Animation montrant la mise en place des sédiments au moment de la formation du rift:

animation rift

Profil sismique de la marge passive  (grand profil) entre la Norvège et l’Islande

image marge passive 1La sismique réflexion permet d’identifier les structures présentes au niveau des jonctions entre les océans et les continents. Les bordures des océans sont appelées marges passives, zones sismiquement peu actives comportant de nombreuses failles normales courbes (failles listriques) formant des blocs basculés (voir une animation). Ces structures apparaissent lors de la formation d’un rift d’abord au niveau continental. Des failles normales apparaissent, délimitant des blocs de roches de la croûte continentale. La croûte continentale s’amincit, un fossé d’effondrement central apparait, l’eau envahit ce fossé.

rift 1Puis ce rift continental permet la formation de croûte océanique et contribue à la naissance d’un océan.

Dans les Alpes, de nombreux blocs basculés anciens sont identifiables. Ce sont notamment tous les massifs cristallins externes (Taillefer, Belledone, Grande Rousse…). Ces massifs sont composés majoritairement de granites (ancienne croûte continentale qui a été mobilisée).

coupe blocs basculésCes blocs basculés peuvent être recouverts de sédiments pré-rifts, syn-rifts et post-rifts :

Les sédiments pré-rift sont ceux qui se déposent avant la formation du rift (ex : les quartzites du Trias ne présentent aucun fossile marin et beaucoup de particules de quartz issues de la dégradation du granite)

Les sédiments syn-rift qui se déposent au moment de la formation du rift (ex : les calcaires et dolomies tardi-triasiques portant des traces de terriers d’animaux marins indiquent un environnement de plage). Ils prennent une forme en éventail car ils se déposent lors de la mise en place du rift donc du basculement des blocs : les dépôts ont des épaisseurs différentes selon leur position sur les blocs basculés.

Les sédiments post-rift qui se déposent après la formation du rift dans un océan (ex : les calcaires roses et calcaires gris du Jurassique qui contiennent des Ammonites et des Belemnites, donc des animaux clairement marin)

Leur étude montre que l’Océan Alpin s’est formé à la fin du Trias (200 à 180 MA) et qu’il s’est étendu jusqu’au milieu du Crétacé (80 Ma). L’analyse des sédiments confirme donc l’existence d’un océan disparu.

voir une animation reconstituant l’histoire d’une partie des Alpes.

B.   Les traces d’un ancien domaine océanique

Émission à regarder : le massif du Chenaillet ou comment explorer les fonds marins

Au niveau d’une dorsale, il y a création de lithosphère océanique ou accrétion par remontée de magma. Ce magma provient d’une fusion partielle des péridotites du manteau asthénosphérique. Le refroidissement du magma donne des basaltes (roches microlitiques), reposant sur des gabbros (roches grenues).

La lithosphère océanique est donc constituée d’une succession verticale de roches, du haut vers le bas :

  • basaltes en coussin (ou pillow lava),
  • basaltes en filon,
  • gabbros et
  • péridotites lithosphériques rigides.

ophioliteDans la partie interne des Alpes (Chenaillet), on peut observer des ophiolites qui sont des vestiges métamorphisés des successions des roches de la lithosphère océanique ancienne.

chenailletLes péridotites métamorphisées sont appelées serpentinites (Ophis = serpent) car leur aspect rappelle la peau des serpents.

serpentinitesSchéma bilan à compléter

Activité Education & Numérique paléoocéan

II/ Les indices d’une paléosubduction

Introduction: le devenir du gabbro de la dorsale à la zone de subduction

TP 13: Les indices d’une paléosubduction

A. Des indices minéralogiques de la paléosubduction

Les gabbros de la croûte océanique ont subi au cours du temps des transformations minéralogiques à l’état solide sous l’effet de la température, de la pression et de l’hydratation : le métamorphisme.

schéma bilan TP13 activité 1

NB les échelles ne sont pas respectées sur ce schéma…

Par refroidissement et hydratation au cours de l’éloignement de la dorsale, ils se placent dans un contexte de Basse Pression Basse Température nommé faciès des schistes verts où ils deviennent des métagabbros à hornblende, actinote, chlorite (minéral vert) : il s’agit d’un métamorphisme BPBT avec hydratation.

Lors de la subduction, la pression augmente plus fortement que la température : ce contexte de HPBT est appelé faciès des schistes bleus à cause de l’apparition d’un minéral bleuté, la glaucophane.

Lorsque la pression augmente encore (et la température car on est maintenant profondément enfoncé dans l’écorce terrestre) apparaissent des minéraux dont le domaine de stabilité correspond à des pressions importantes : le Grenat, la Jadéite et la Coésite qui marquent le faciès éclogitique.

On parle alors de métagabbros à glaucophane (schistes bleus) et métagabbros à grenat et jadéite (éclogites).

transformation du gabbro

facies domaine stabilitéUne animation lisible sur tablette/smartphone, qui fait le parallèle entre déplacement des roches lors de la subduction et chemin P/T/t.

Dans les Alpes, on observe un positionnement d’Ouest en Est des métagabbros avec un métamorphisme croissant.

collision ex AlpesCeci indique la présence d’une ancienne zone de subduction dont la plongée s’est faite vers l’est. Ainsi, on peut identifier que la plaque européenne (Alpine) plongeait sous la plaque africaine (Adriatique).

La fin de la subduction : Lorsque l’océan a complètement subduit, il y a affrontement des deux lithosphères continentales : c’est l’obduction. Il y a alors « suture » des matériaux océaniques entre les lithosphères continentales et c’est alors qu’une ophiolite peut être produite.

Par la suite, l’essentiel de la croûte continentale s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques : c’est la collision.

On trouve de nouveaux indices de cette subduction continentale. Dans les massifs italiens (Dora Maira), on trouve des roches de la croûte continentale contenant de la coésite : il s’agit d’une forme de quartz formée à très haute pression et haute température (HP-HT). Les formes de très haute pression telles que la coésite sont des témoins du blocage de la subduction et de la suture entre les 2 plaques.

subduction continentale corrigéExercice d’application: Sujet bac Nouvelle -Calédonie 2014

B/  Les moteurs de la subduction

Activité 2 TP 13

La lithosphère nouvellement crée au niveau de la dorsale est peu épaisse et chaude : elle flotte sur l’asthénosphère car elle moins dense qu’elle. En s’éloignant de celle-ci, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit par sa base : l’épaisseur de la croûte reste constante (6 km) mais la partie du manteau lithosphérique augmente car l’isotherme 1300 °C devient plus profond.

Après 30 Ma, la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthénosphère et peut ainsi s’y enfoncer : c’est la subduction. Grâce à des forces de résistance et aux lithosphères continentales rattachées moins denses, la lithosphère océanique peut « flotter » jusqu’à 200 Ma selon les forces tectoniques mis en jeu.

Pendage dans la zone de subduction en Amérique du Sud: 31°

Pendage dans la zone de subduction en Amérique du Sud: 31°

Pendage de la zone de subduction au niveau du Japon: 44°

Pendage de la zone de subduction au niveau du Japon: 44°

pendage dans la zone de subduction des philippine: 77 °

pendage dans la zone de subduction des philippine: 77 °

De plus, les minéraux qui apparaissent par métamorphisme HPBT comme la coésite ou le grenat ont une densité importante qui amplifie le mouvement de subduction.

III. Les indices d’une collision

Après obduction totale de l’océan alpin, les lithosphères continentales des deux plaques entrent en collision car leur densité ne leur permet pas de s’enfoncer dans l’asthénosphère plus dense. 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.

On observe en Himalaya, une subduction continentale encore inexpliquée.

Schéma bilan: histoire des Alpes bilan (d’après geolpoch cbga)

IV- La production de croûte continentale dans les zones de subduction

réviser le cours de 4eme:

TP14 : Le magmatisme des zones de subduction

A/  Le magmatisme des zones de subduction

a. Les roches

Certaines roches sont très riche en silice, ce qui augmente la viscosité du magma. Dans ces laves visqueuses, les gaz s’accumulent jusqu’à provoquer des explosions à l’origine de coulées pyroclastiques et des nuées ardentes.

Ce volcanisme est à l’origine de la production de roches magmatiques volcaniques comme l’andésite ou la rhyolite. Elles sont de structure microlitique, ce qui indique que le refroidissement a été rapide. On y trouve aussi des minéraux hydroxylés comme la biotite et l’amphibole.

Ces roches sont associées à des roches plutoniques de composition proche qui refroidissent lentement en profondeur : diorite et granite. Ces structures de roches plutoniques sont nommées plutons.

La comparaison entre les basaltes de la dorsale océanique (Mid Oceanic Ridge Basalt) et l’andésite des zones de subduction montre que l’ensemble des roches des zones de subduction présentent de nombreux minéraux hydratés comme le mica et l’amphibole. La péridotite d’origine ne fond donc pas dans les mêmes conditions dans les zones de subduction.

b. L’origine de la fusion

Lors de la subduction de la plaque hydratée,

  1. L’augmentation de pression entraîne une déshydratation des minéraux hydroxylés (biotite, amphiboles).
  2. L’eau est libérée dans le manteau et va hydrater les péridotites.
  3. Cette hydratation fait baisser le point de fusion de la péridotite (le solidus hydraté est franchi à plus basse température que le solidus sec)
  4. La péridotite du manteau sus-jacent subit une fusion partielle à environ 100km de profondeur au niveau du plan de Wadati-Bénioff.
  5. Un magma « hydraté » de composition dioritique/andésitique remonte vers la surface : ce qui cristallisera en profondeur sera grenu (diorite) et ce qui sera émis au niveau d’un volcan sera microlitique (andésite)
  6. Si le magma se différencie au cours de sa remontée, sa composition peut s’enrichir encore en silice et devenir granitique/rhyolitique.

schéma bilan

B/ La création de croûte continentale

Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental. C’est l’accrétion continentale.

power point de cette conclusion

Bilan TP14


 

Le coin du professeur

I/ Indice d’un paléoocéan

savoir : Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu (ophiolite) et d’anciennes marges continentales passives.

savoir faire: Recenser, extraire et organiser des données de terrain entre autres lors d’une sortie.

II/ les indices d’une paléosubduction

  1. Des indices minéralogiques de la paléosubduction

Activité 1

Savoir : Les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d’une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction.

Tandis que l’essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.

savoir faire : repérer à différentes échelles, de l’échantillon macroscopique de roche à la lame mince, des minéraux témoignant de transformations liées à la subduction.

Activité 2 TP13

Savoir :  La différence de densité entre l’asthénosphère et la lithosphère océanique âgée est la principale cause de la subduction. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit. L’augmentation de sa densité au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère. En surface, son âge n’excède pas 200 Ma.

Savoir faire : Raisonner à l’aide de calculs simples sur le lien entre âge de la lithosphère/densité/subduction.

IV- La production de croûte continentale dans les zones de subduction

Savoir : Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

Savoir faire : Observer à différentes échelles, de l’échantillon macroscopique à la lame mince, les roches mises en place dans un cadre de subduction et comprendre les différences de structures et leur particularités minéralogiques (abondance en minéraux hydroxylés). Réaliser et exploiter les résultats de modélisations numériques de fusion partielle des roches. Comparer les compositions minéralogiques d’un basalte et d’une andésite.

 

 

2 commentaires pour Chapitre 2 Convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes.

  1. FARIHA dit :

    merci beaucoup; cette lecon ma beaucoup aider

  2. sparklingpark dit :

    Très complet, merci beaucoup !

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