SN02TE0-SEQUENCE-05.pdf

Séquence 5-SN02

La convergence lithosphérique et ses effets

>

169

Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

Chapitre 1 > Convergence et subduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175

A Les caractéristiques des marges actives � Des reliefs particuliers marqués � Une forte activité géologique � Des anomalies du flux géothermique � Des déformations caractéristiques

B Le moteur de la subduction

C Le magmatisme des zones de subduction

� Les roches magmatiques des zones de subduction � L’origine et l’évolution des magmas des zones de subduction

Chapitre 2 > Convergence et collision continentale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189

A L’origine des Alpes : un océan disparu � Un aperçu de l’histoire océanique des Alpes � Des témoins de l’ancien océan alpin

B De l’océan alpin à la chaîne de montagnes � La disparition de l’océan alpin � La collision entre les continents : formation de la chaîne de montagnes

C L’évolution d’une chaîne de collision

Bilan > La dynamique de la lithosphère : de l’ouverture océanique à la collision continentale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203

Corrigé des activités autocorrectives . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205

171Sommaire séquence 5-SN02

Séquence 5-SN02 173

ntroduction

Acquis de Première S

Document 1 schéma de la structure du globe

La Terre est constituée de trois enveloppes concentriques chimiquement différentes : la croûte, le manteau et le noyau.

La croûte, partie la plus superficielle, s’étend de 0 à 30 km en moyenne sous les continents (jusqu’à plus de 70 km sous les montagnes) et de 0 à 7 km sous les océans. Elle représente 1 % du volume terrestre. On distingue la croûte continentale et la croûte océanique.

Le manteau, qui représente 83 % du volume terrestre, s’étend de la base de la croûte (dis-continuité « Moho ») jusqu’à 2900 km de pro-fondeur. Il est divisé en 2 parties : le manteau supérieur (du Moho jusqu’à 670 km) et le man-teau inférieur (de 670 à 2900 km).

Le manteau supérieur présente dans sa partie supérieure une zone froide, rigide, peu défor-mable et dense ; l’ensemble « croûte-partie supérieure du manteau supérieur » constitue la lithosphère (du Moho jusqu’à environ 100 km de profondeur). En dessous de la lithosphère, le manteau supérieur est plus chaud, moins rigide et plus déformable : il s’agit de l’asthénosphère (de 100 à 670 km).

Le noyau représente le reste de la Terre (16 % du volume terrestre) et s’étend de 2900 à 6400 km de profondeur ; on distingue un noyau externe liquide (de 2900 à 5150 km) et un noyau interne (« graine ») solide (de 5150 à 6400 km).

Croûte et manteau sont riches en silicates ; le noyau est principalement constitué de fer métallique.

Séquence 5-SN02174

Document 2 Les plaques lithosphériques

La lithosphère est morcelée en plaques rigides mobiles (12 plaques lithosphériques majeures) ; certaines plaques sont de nature totalement océanique, d’autres sont mixtes océaniques-continentales, d’autres enfin sont entièrement continentales.

Les plaques lithosphériques sont bordées par trois types de frontières :– les frontières en divergence : dorsales océaniques où se forme la lithosphère océanique (zones d’ac-

crétion) ;– les frontières en convergence : zones de subduction caractérisées par la présence de fosses océani-

ques, où la lithosphère océanique disparaît, et zones de collision, caractérisées par la présence d’une chaîne de montagnes, où s’affrontent deux lithosphères continentales ;

– les frontières en coulissage : les failles transformantes.

La théorie de la tectonique des plaques explique la dérive des continents ; le moteur de la mobilité des plaques lithosphériques réside dans la mise en mouvement du manteau solide par convection due à la dissipation de l’énergie interne du globe.

Problème scientifique

Les caractéristiques de la divergence ont été étudiées en classe de Première. Dans cette séquence nous étudierons les caractéristiques de la convergence des plaques lithosphériques dans les zones de subduction (chapitre 1) et dans les zones de collision continentale (chapitre 2).


Convergence et subduction

Introduction

Le visage de la Terre est façonné en permanence par le mouvement des plaques lithosphériques : les reliefs, les séismes et le volcanisme en sont des témoins. La distribution géographique de ces signatures de la tectonique des plaques correspond aux limites de plaques : zones de convergence, de divergence ou de coulissage.

Dans une zone de subduction, la convergence se traduit par une disparition de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère ; la subduction d’une plaque océanique sous une autre plaque océanique ou sous un continent est marquée par différentes manifestations (reliefs, séismes, volcanisme autre que celui des dorsales…) caractéristiques de ces zones appelées marges actives.

Document 3 Localisation des marges actives

Séismes

Volcan

Volcanisme de dorsale

(accrétion : divergence)

Séquence 5-SN02176

A Les caractéristiques des marges actives

� Des reliefs particuliers marqués

Document 4 Affrontement des plaques de Nazca et sud-américaine

La frontière de plaque est marquée par un relief négatif majeur : le fond océanique, dont la profondeur moyenne est de 4000 m au niveau des plaines abyssales, s’abaisse à 8000 m au niveau de la fosse océanique ; certaines fosses océaniques atteignent plus de 10 000 m de profondeur : cas de la fosse des Mariannes, de la fosse des Kouriles en bordure ouest de la plaque Pacifique.

Au-delà, la fosse est bordée par un relief positif important : le bord de la plaque chevauchante porte des volcans actifs constituant un arc mag-matique insulaire quand la plaque chevauchante est une plaque océa-nique (ex : arc des Petites Antilles) ou une cordillère quand ces volcans sont portés par une plaque chevauchante continentale déformée (ex : cordillère des Andes) ; on parlera dans ce cas de chaînes de subduction, pour les distinguer des chaînes de collision continentale (dans les Andes, les sommets atteignent près de 7000m).

La distance qui sépare la fosse océanique de l’arc magmatique est de quelques centaines de kilomètres et la dénivellation entre le fond de la fosse et le sommet des volcans peut atteindre 15 km.

Les arcs volcaniques actifs des zones de subduction représentent une longueur cumulée de 30 000 km, dont 25 000 km pour la seule « ceinture de feu » péri-pacifique.

� Une forte activité géologique

a) Une activité sismique importante

80 % de l’énergie sismique globale est dissipée par les séismes se produisant dans les zones de subduction.

Document 5 Localisation et profondeur des foyers sismiques en Amérique du Sud

La majeure partie des séismes est superfi-cielle, localisée entre la fosse océanique et la zone volcanique. Cependant on observe quelques séismes à foyer nettement plus profond, jusqu’à 700 km de profondeur, plus éloignés de la fosse océanique.


Activitéautocorrective n° 1

Document 6 Convergence de plaques au niveau de l’arc insulaire japonais

Le tableau ci-dessous présente les caractères d’une vingtaine de séismes recensés dans l’arc insulaire japonais de 1970 à 1977 à la latitude 41 °N. Pour chaque séisme sont indiquées la longitude et la profondeur du foyer.

Longitude (°E) 138 146 130 144 144 142 142 142 144 142

Profondeur du foyer (km) 333 3 528 28 35 60 5 67 18 41

Longitude (°E) 143 141 142 141 142 142 142 138 138 143

Profondeur du foyer (km) 50 105 67 93 71 62 54 226 133 61

D’après ces données, établir une relation entre la longitude des foyers sismiques et leur profondeur. Esquisser une coupe Est-Ouest de la région étudiée sur laquelle seront indiqués les repères géogra-phiques d’une part, les profondeurs des foyers sismiques d’autre part. Repérer la localisation géogra-phique de la fosse océanique sur cette coupe. Que remarque-t-on quant à la distribution des foyers sismiques ?

Les foyers sismiques sont distribués à des profondeurs croissantes quand on s’éloigne de la fosse océanique ; ils sont localisés sur un plan incliné appelé plan de Wadati-Benioff qui plonge sous l’arc magmatique. Ce plan matérialise le plongement de la lithosphère océanique sous une autre plaque océanique ou sous un continent.Les séismes les plus superficiels sont localisés dans la plaque chevauchante, sur une largeur de quel-ques centaines de kilomètres ; les séismes plus profonds se produisent dans la plaque océanique en subduction et traduisent essentiellement des contraintes de compression, signe que la plaque subduite rencontre une partie du manteau s’opposant à sa pénétration.

Séquence 5-SN02178

� Remarques � Pour un même plan de Wadati-Benioff, le pendage peut varier d’un point à un autre.� Les pendages moyens des plans de Wadati-Benioff varient également d’une zone de subduction à une autre (de 10 ° sous

les Andes australes à plus de 80° sous les Mariannes). Ces variations sont liées à l’âge des lithosphères subduites : les plaques à croûte jeune (moins de 35 Ma ; ex : plaque de Nazca) conduisent à des subductions à pendage faible (< 30 °) alors que celles à croûte plus ancienne conduisent à des pendages plus importants (de 30 ° à 80 °).

b) Un volcanisme de type explosif

Le bord de la plaque chevauchante porte des volcans dont les éruptions sont très violentes et caracté-risées par des explosions, des nuées ardentes, des projections de cendres et blocs volcaniques.

Document 7 Éruption de la Montagne Pelée de 1902 (Martinique)

« Dès le 2 Avril 1902 on avait senti une odeur de soufre à St Pierre… Tandis que le volcan continuait à gronder et à trembler, des trombes de pluie s’abattaient sur les hauteurs. Le 5 Mai, une coulée de boue large de 400 m et épaisse de 30 m détruisit la sucrerie (...).Le 8 mai, la Montagne Pelée explosa : un immense nuage de cendres et de blocs volcaniques déferla à 160 km.h –1 sur St Pierre.

Deux habitants sur les trente mille que comptait la ville survécurent. »

Texte extrait de Planète Terre – Les volcans, Time Life

26 Mai 1902

Nuée ardenteSt-Pierre détruit après l’explosion

de la Montagne Pelée

Aiguille de lave en Nov. 1902. Cette aiguille est sortie dès la mi-octobre 1902 ; 7 mois plus tard, sa hauteur dépasse celle de la Tour Eiffel.

La Montagne Pelée après l’explosion


La majorité des volcans actifs des zones de subduction (Montagne Pelée, Mont Saint Helens, Vésuve...) sont situés parallèlement à la fosse océanique, à l’aplomb des parties du plan de Wadati-Benioff pro-fondes de 100 à 150 km.

Ils constituent des arcs magmatiques formant un arc insulaire volcanique (cas d’une subduction entre deux plaques océaniques) ou présents au sein d’une cordillère (cas d’une subduction d’une plaque océanique sous un continent).

� Des anomalies du flux géothermique

� Rappel Il existe un flux de chaleur permanent depuis l’intérieur du globe jusqu’à sa surface, appelé flux géo-thermique. Chaque seconde, la Terre perd en moyenne par toute sa surface une quantité d’énergie interne d’environ 4,2.1013 W soit 50 mW.m-2.

On a mesuré le flux de chaleur au travers d’une zone de subduction.


Repérez, d’après le document 8, la valeur du flux géothermique moyen au niveau de la plaque océa-nique avant son entrée en subduction. Comment varie ce flux au niveau de la zone de subduction ? Proposez une explication.

Document 8 Variation du flux de chaleur

On remarque deux anomalies du flux géothermique au niveau de la zone de subduction :

� une anomalie négative au niveau de la fosse océanique qui suggère la présence d’un matériel « froid » en profondeur qui a pour effet de réduire le flux de chaleur.

� une anomalie positive au niveau de l’arc magmatique (cordillère ou arc insulaire) qui suggère la présence d’un matériel « chaud » contribuant à l’élévation du flux de chaleur.

L’anomalie négative correspond au plongement de la plaque océanique froide dans l’asthénosphère, tandis que l’anomalie positive est le reflet de la remontée et de l’accumulation de magmas à la base de la croûte de la plaque chevauchante.

On a pu estimer les températures qui règnent à l’intérieur de la plaque subduite (modélisations à partir de calculs prenant en compte la vitesse de déplacement de la plaque, sa capacité calorifique, sa conductivité thermique et le flux thermique en surface) : on trace ainsi les isogéothermes (= lignes d’égale température) sous l’espace arc magmatique-fosse océanique.

Séquence 5-SN02180

Document 9 Modèle des isogéothermes calculés dans une zone de subduction

On note une « dépression » des isogéothermes au niveau du plan de subduction : la température y est plus basse que dans le manteau environnant.Interprétation : le transfert de chaleur du manteau chaud environnant à la plaque en subduction plus froide se fait par conduction. L’inertie thermique crée un retard dans le réchauffement de la plaque subduite : pour une plaque se déplaçant à une vitesse de 8 cm/an, l’équilibre thermique entre la plaque subduite et le manteau environnant n’est atteint que vers 700 km de profondeur. Ainsi le plongement de la lithosphère océanique froide à des vitesses relativement élevées maintient un contraste des températures. Cette diffé-rence de température entre la plaque subduite froide et le manteau environnant chaud dépend de l’angle de subduction, de l’âge de la lithosphère (plus elle est ancienne, plus les isogéothermes s’infléchissent) et de la vitesse de subduction (plus elle est élevée, plus les isogéothermes s’infléchissent).

� Des déformations caractéristiques : les effets tectoniques d’une subduction

a) Le prisme d’accrétion sédimentaireLes sédiments qui reposent sur le plancher océanique sont entraînés par le déplacement de celui-ci. Cependant, moins denses que le plancher basaltique, ils s’enfoncent moins aisément que celui-ci lors de la subduction : ils s’accumulent alors contre la plaque chevauchante, au lieu de plonger en même temps que la plaque subduite, et forment une véritable montagne sous-marine, qui peut même émerger comme c’est le cas de la Barbade à l’est des Petites Antilles. Des boues océaniques gorgées d’eau constituent un niveau de décollement. Cette accumulation des sédiments est appelée prisme d’accrétion.

Document 10 Profil sismique réalisé au niveau de la fosse de Nankaï réalisé par l’expédition Kaïko en 1984-85

Localisation de la fosse de Nankaï


Profil sismique

Le prisme d’accrétion est constitué de sédiments plissés et empilés en écailles tectoniques au-dessus d’une couche de sédiments restés solidaires du plancher océanique qui plonge. Au niveau du prisme, plis et failles inverses (voire des chevauchements) caractérisent des contraintes de compression qui règnent dans les zones de convergence, à l’origine d’un raccourcissement et d’un épaississement de la masse de sédiments.

� Remarque Le prisme d’accrétion n’existe pas dans toutes les zones de subduction (ex : pas de prisme d’accrétion au niveau de la fosse du Japon). Il est surtout caractéristique des zones de subduction présentant un plan de Wadati-Benioff faiblement incliné.

b) Le bassin arrière-arc

Document 11 Schéma synthétique illustrant deux types extrêmes de subduction de part et d’autre de l’océan Pacifique

En arrière de l’arc magmatique existe souvent un bassin subsident à croûte continentale amincie ou à croûte océanique ( mer marginale) créé par un régime de contraintes en extension : le bassin arrière-arc.

Exemples : mer des Caraïbes = bassin arrière-arc lié à la subduction de la lithosphère océanique atlan-tique sous la lithosphère océanique des Caraïbes ; mer du Japon = bassin arrière-arc lié à la subduction de la plaque pacifique ous la plaque eurasiatique.

Séquence 5-SN02182

B Le moteur principal de la subduction

Les plaques à croûte jeune plongent avec un pendage faible alors que les plaques à croûte plus ancienne plongent avec un pendage plus élevé. Ceci s’explique par la relation entre l’âge de la lithosphère océanique d’une part, son épaisseur et sa densité d’autre part.

Activitéautocorrective n° 3 La lithosphère océanique refroidit au fur et à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale où elle a pris naissance.

Ce refroidissement se traduit par un abaissement de l’isotherme 1300 °C qui marque la limite lithosphère-asthénosphère ; il en résulte un épaississement progressif de la lithosphère par sa base, par adjonction d’une semelle de manteau froid et lourd. L’épaisseur de la croûte océanique ne varie quasiment pas et reste égale à 6 km.

DonnéesUne colonne de lithosphère océanique d’épais-seur H est constituée d’une croûte océanique d’épaisseur constante hC et d’une semelle de manteau lithosphérique d’épaisseur variable hML telle que hML = H - hC .

hML : épaisseur du manteau lithosphérique

hC : épaisseur de la croûte océanique

L’épaisseur totale H de la lithosphère océanique varie selon son âge : H = 9,5 � t ; H en km ; t en Ma.

Masse volumique de la croûte océanique : �C = 2,85.103 kg/m3

Masse volumique du manteau lithosphérique : �ML = 3,3.103 kg/m3

Masse volumique de l’asthénosphère sous-jacente : �A = 3,25.103 kg/m3

Masse volumique moyenne de la lithosphère océanique �moy = (hC. �C + hML. �ML) / hC + hML

Calculer l’âge et l’épaisseur d’une lithosphère océanique située à 800 km de l’axe d’une dorsale rapide (1/2 vitesse d’écartement de l’axe = 8 cm/an).

Calculer sa masse volumique moyenne et comparer à celle de l’asthénosphère sous-jacente ; en déduire le comportement de cette lithosphère par rapport à l’asthénosphère sous-jacente.

Mêmes questions pour une lithosphère océanique située à 2400 km et à 4800 km de l’axe de la dorsale.

Conclure sur le moteur principal de la subduction.

Une lithosphère océanique jeune est mince et légère car encore chaude et résiste davantage à l’enfoncement. Au fur et à mesure que la lithosphère s’éloigne de la dorsale, elle refroidit ; l’isotherme 1300 °C, limite entre la lithosphère et l’asthénosphère, s’abaisse : une partie du manteau asthénosphérique sous-jacent est incor-poré à la lithosphère dont l’épaisseur augmente, ce qui contribue à augmenter progressivement la densité de la lithosphère océanique. Quand cette densité devient supérieure à celle du manteau asthénosphérique sous-jacent, la lithosphère océanique a tendance à s’enfoncer dans l’asthénosphère : on parle de subduc-tion naturelle. Parfois certaines lithosphères océaniques jeunes peuvent entrer en subduction : on parle de subduction forcée.


Cette modification des caractéristiques de la lithosphère océanique en fonction de son âge est traduite par l’augmentation de la profondeur des fonds océaniques qui accompagne le vieillissement de la lithosphère ; au niveau de l’axe de la dorsale, le sommet de la lithosphère océanique se trouve à 2500 m de profondeur en moyenne et atteint 5500 m de part et d’autre de l’axe aux endroits où elle est âgée de 80 Ma. Par ailleurs, sous l’axe des dorsales, la lithosphère océanique est épaisse de quelques kilomètres seulement (essentiel-lement constituée de croûte océanique), alors qu’elle peut atteindre plus de 100 km d’épaisseur sous les plaines abyssales.

Document 12 Densités estimées des lithosphères océanique et continentale de l’asthénosphère au niveau de la subduction sous l’Amérique du Sud

C Le magmatisme des zones de subductionLes caractéristiques des éruptions sont liées à la composition des magmas : plus riches en silice que les magmas basaltiques des zones d’accrétion, ils sont plus visqueux ce qui explique la mise en place des dômes d’extru-sion. Leur richesse en vapeur d’eau et autres gaz dissous explique le caractère explosif des éruptions : lors de la remontée du magma, la baisse de pression entraîne la libération brutale des gaz dissous ; si le magma ne peut s’épancher, la pression des gaz augmente ce qui entraîne l’explosion de l’appareil volcanique.

� Les roches magmatiques des zones de subductionCelles-ci sont de nature très variée.

a) Des roches volcaniques

Les magmas émis en surface sont à l’origine de roches à structure microlitique, témoin d’un refroidissement relativement rapide : andésites, les plus nombreuses, parfois associées à des basaltes et des rhyolites.

Document 13 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée)d’une lame mince d’andésite (x 20) (voir encart couleur E21)

Séquence 5-SN02184

Document 14 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée)d’une lame mince de rhyolite (x 20) (voir encart couleur E22)

b) Des roches plutoniques

En profondeur, le magma refroidit lentement et est à l’origine de plutons formés de granitoïdes (granites et granodiorites), roches à structure grenue, qui affleurent dans les cordillères soumises à l’érosion. Le regroupement de plusieurs centaines de ces massifs de granitoïdes forme ainsi la cordillère occidentale des Andes. Ce magma participe à la formation d’une nouvelle croûte continentale.

Document 15 Observation au microscope polarisant (lumière polarisée et analysée)d’une lame mince de granodiorite (x 20) (voir encart couleur E23)

Toutes ces roches sont issues d’un même magma primaire qui a évolué différemment selon les cas. Selon le type de subduction, le type de roches prédominantes dans les arcs magmatiques varie.

� L’origine des magmas des zones de subduction

Le magma initial des zones de subduction provient de la fusion partielle des péridotites du coin du manteau de la plaque chevauchante, à l’aplomb du plan de subduction.

a) Conditions de la fusion partielle des péridotites

Rappels Première S

Dans les zones d’accrétion, au niveau des dorsales, la fusion des péridotites est liée à une décom-pression importante due aux mouvements de convection ascendants ; elle se produit vers 70 km de profondeur.


Dans les zones de subduction, cette fusion partielle est possible à 40 km de profondeur et pour des températures plus faibles.

Pour expliquer ce fait, des expériences de laboratoire sont réalisées sur des péridotites du manteau supérieur soumises à des conditions de pression et de température variables, dans deux situations (péridotites sèches et péridotites hydratées).


Document 16 Diagramme pression-température des péridotites du manteau et géothermes calculés (variations de la température en fonction de la pression) (voir encart couleur E24)

1100

Géotherme continental

Géotherme océanique S o l i d e + l i q u i d e m a g m

a t i q u e

S o l i d e

L i q u i d e m a g m

a t i q u e

S o l i d e + l i q u i d e

S o l i d e

Kb pression

Péridotitesolide

km profondeur

1000 1420 1850 2000 TC0

20

25

75

50

40

80

100

120

150160

240

Résultats obtenus avec une péridotite sèche (solidus, liquidus) Résultats obtenus avec une péridotite hydratée (solidus hydratus) Géotherme calculés (variations de la température (C) en fonction de la pression)

Considérez une péridotite sèche (cas d’une zone d’accrétion) du manteau supérieur située à 100 km de profondeur : à quelle température doit-elle être portée pour subir une fusion partielle ? D’après les géothermes dans les zones de subduction, cette température est-elle atteinte ?

Qu’en est-il si on considère cette fois une péridotite hydra-tée ?

D’après les géothermes indiquez à quelle profondeur une péridotite hydratée peut fondre partiellement au niveau continental et au niveau océanique.

Concluez sur ce qui permet la fusion partielle des péridotites du manteau dans les zones de subduction.

Dans les zones de subduction, la fusion partielle des péri-dotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante est provoquée par la présence d’eau qui abaisse leur température de fusion, permettant ainsi la formation de magmas à faible profondeur.

b) Origine de l’hydratation des péridotites : le métamorphisme des roches de la croûte océanique subduite

Problème : d’où provient l’eau responsable de l’hydratation des péridotites ?

L’eau qui hydrate les péridotites du manteau supérieur de la plaque chevauchante provient de la plaque subduite ; au cours de sa plongée progressive, la croûte océanique se déshydrate et recristallise dans des conditions différentes de celles de sa mise en place : il s’agit d’un métamorphisme haute pression-basse température. Les fluides libérés, notamment l’eau, provoquent la fusion partielle du coin du manteau sus-jacent de la plaque chevauchante avec formation de magmas à l’origine des arcs magmatiques des arcs insulaires et des marges continentales actives.

La croûte océanique de la plaque subduite est constituée de métabasaltes et métagabbros à actinote et chlorite = schistes verts. En effet, au niveau de la dorsale, les minéraux des gabbros et basaltes, pyroxènes et plagioclases (minéraux non hydratés), vont subir un hydrothermalisme et sont alors transformés :

plagioclase + pyroxène + eau amphibole hornblende

Séquence 5-SN02186

Au cours de leur éloignement de la dorsale, les roches de la croûte océanique subissent un refroidisse-ment progressif et une hydratation ; il se forme des minéraux plus hydratés : actinote et chlorite (faciès schistes verts)

plagioclase + amphibole hornblende + eau chlorite + actinote

Quand la plaque océanique plonge, elle est soumise à un régime de haute pression, les températures restant inférieures à celles régnant habituellement à ces profondeurs (cf A-3 : isogéothermes). Ces conditions de haute pression-basse température (HP-BT) entraînent la déshydratation de la croûte océanique qui s’accompagne d’une transformation, à l’état solide, des minéraux des métabasaltes et des métagabbros en de nouveaux minéraux = minéraux métamorphiques HP-BT.

Document 17 Diagramme P-T des domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques.

Activitéautocorrective n° 5 D’après ce diagramme et compte tenu des conditions de température et de pression régnant au niveau

de la croûte océanique subduite, indiquez quelles associations minéralogiques y seront successivement présentes au cours de sa plongée.

Les métabasaltes et métagabbros de la croûte océanique en subduction subissent des transformations minéralogiques, qui libèrent de l’eau, conduisant à la formation de schistes bleus, puis d’éclogites.


Ainsi, au fur et à mesure que la pression augmente lors de la subduction :

Réaction � : plagioclase + chlorite + actinote glaucophane + eau

Réaction � : plagioclase jadéite + eau

Les minéraux hydratés des métagabbros du faciès schistes verts se transforment en minéraux caracté-ristiques du faciès schistes bleus.

Réaction � : plagioclase + glaucophane grenat + jadéite + eau

Il y a à nouveau déshydratation des minéraux des métagabbros du faciès schistes bleus qui se trans-forment en minéraux non hydratés caractéristiques du faciès éclogites.

Bilan des transformations minéralogiques :

Métagabbro océanique à chlorite et actinote (schistes verts)

eau

Métagabbro à glaucophane et jadéite (schistes bleus)

eau

Métagabbro à grenat et jadéite (éclogite)

Profondeur

Documents 18 - 19 Observation d’un échantillon et d’une lame mince au microscope polarisant en lumière polarisée et analysée d’une éclogite (voir encart couleur E25)

Document 18 : Échantillon Document 19 : Lame mince

Ces transformations minéralogiques conduisent à des roches plus denses que les basaltes et gabbros de la croûte océanique : d = 3,1 pour un schiste bleu, d = 3,5 pour une éclogite et d = 2,9 pour les basaltes et gabbros océaniques.

Ces transformations métamorphiques ont une cinétique très lente et sont des processus dont les durées sont extrêmement longues à l’échelle des temps humains.

Séquence 5-SN02188

Document 20 Bilan : magmatisme et métamorphisme associé dans les zones de subduction (voir encart couleur E26)

SV = schistes verts SB = schistes bleus E = éclogites

Eau provenant de la déshydratation de la croûte océanique

� Fusion partielle du coin du manteau supérieur hydraté de la croûte continentale.

� Accumulation des magmas basaltiques primaires issus de la fusion partielle du manteau supérieur.

� Fusion partielle de la croûte continentale provoquée par la remontée des magmas basaltiques chauds (« remontée » des isothermes).

� diapirs de magmas : leur cristallisation en profondeur est à l’origine des plutons de granitoïdes.

� remontée des magmas en surface à l’origine des roches volcaniques (andésites, rhyolites).

isothermes

Cas d’une subduction d’une plaque océanique jeune (lithosphère peu épaisse, pendage faible) sous un continent [ex : plaque de Nazca sous plaque sud-américaine (Andes)].

Arc magmatique (Cordillère)

Lithosphère continentale

�

�


Convergenceet collision continentale

IntroductionLes mouvements de convergence des plaques lithosphériques peuvent conduire à la rencontre entre deux lithosphères continentales : il y a alors collision continentale qui conduit à la formation d’une chaîne de montagnes.

Les Alpes franco-italiennes constituent un bon exemple d’une chaîne de collision.

Document 21 Carte géologique structurale simplifiée des Alpes

A L’origine des Alpes : un océan disparuLes chaînes alpines sont des montagnes jeunes, nées à la fin de l’ère secondaire et pendant l’ère tertiaire. Ces chaînes proviennent d’un océan disparu, la Thétys ligure ou océan alpin, et des marges continentales nord et sud de cet océan.

� Un aperçu de l’histoire océanique des AlpesL’océan alpin était situé entre deux continents : au nord, un continent qui regroupait l ‘Amérique du Nord et l’Eurasie, au sud, un continent constitué des futurs continents Amérique du Sud, Afrique, Inde, Australie et Antarctique.

}

}

Séquence 5-SN02190

Cet océan, né il y a environ 165 millions d’années, a été en expansion de -160 Ma à -100 ou -80 Ma, puis résorbé entre -80 et -60 Ma ; la collision qui a suivi, de -50 Ma à l’époque actuelle, a finalement conduit à la chaîne des Alpes actuelles.

Document 22 Schémas simplifiés retraçant l’histoire de l’origine des Alpes

Fin de l’ère primaire (-245 Ma) : La Pangée Rifting intracontinental : -220 à 165 Ma

Expansion de l’océan alpin : de -165 à -100 Ma

Subduction, puis collision : de -100 Ma à actuel

Il y a 230 millions d’années, tous les continents actuels étaient réunis en un seul, la Pangée ; l’Amérique du Nord, l’Europe et l’Afrique étaient réunies. Ce continent va progressivement se disloquer.

De -220 à -170 Ma, il y a étirement de la lithosphère continentale de la Pangée puis une première séparation isolant deux continents qui vont s’écarter l’un de l’autre : d’un côté l’ensemble Amérique du Nord-Eurasie, de l’autre Afrique- Amérique du Sud. Ainsi sont nés deux océans : l’Atlantique central et l’océan alpin, reliés par une zone de coulissement.

L’Afrique, à laquelle était rattachée un bloc continental appelé Apulie (correspondant à l’Italie actuelle), s’est ainsi écartée de l’Europe occidentale pendant quelques dizaines de millions d’années. Puis, entre -100 et -80 Ma, l’Afrique est remontée vers le nord, ce qui a entraîné la résorption de l’océan alpin. Dès -60 Ma l’océan alpin avait disparu, et les deux continents, Europe et continent apulo-africain, sont alors entrés en collision.

L’étude de la structure des Alpes actuelles permet de retrouver des témoins de cette histoire océanique : témoins de l’expansion d’un océan puis de sa disparition.

� Des témoins de l’ancien océan alpin

Rappels Première S

Un océan peut naître au sein d’un continent à partir d’un étirement et d’un amincissement de la lithos-phère continentale qui peut aboutir à la naissance d’un rift intracontinental (rifting) ; il s’agit d’une tectonique en extension qui se traduit par la présence de failles normales associées à des blocs basculés : les futures marges continentales de l’océan acquièrent leur structure caractéristique.Si l’extension se poursuit, la lithosphère continentale peut être rompue au niveau de l’axe du rift et une lithosphère océanique se met en place entre deux continents nouvellement individualisés qui s’écartent progressivement l’un de l’autre ; les deux bords du rift continental initial deviennent alors les deux marges continentales passives du nouvel océan en expansion, caractérisées par des failles normales, inclinées vers l’océan, et des blocs basculés vers le continent.


Pendant toutes ces étapes, des sédiments se déposent, notamment sur la nouvelle croûte océanique en formation et sur les marges continentales passives en cours de subsidence (enfoncement). Les sédiments anté-rift se déposent sur le socle dans une mer peu profonde créée par l’étirement et l’amincissement de la croûte continentale, avant l’ouverture du rift. Pendant la naissance du rift, d’abord continental, puis océanique, les sédiments continuent de se déposer : ils constituent les sédiments syn-rift, disposés « en éventail » dans les parties affaissées des blocs basculés. Après la période de rifting, au cours de l’expansion de l’océan, les sédiments se déposent en discordance sur les sédiments sous-jacents : il s’agit de sédiments post-rift.

a) Des traces des marges passives de l’océan alpin

Les Alpes sont issues de l’océan alpin, apparu il y a environ 165 millions d’années, et de ses marges passives : sa marge nord était européenne et sa marge sud apulo-africaine.

Document 23 Reconstitution de l’océan alpin il y a 140 Ma

Les structures tectoniques de ces anciennes marges continentales passives ont été conservées dans certains secteurs des Alpes : dans la zone externe des Alpes occidentales, dans les chaînes subalpines et dans les massifs cristallins externes entre Argentera et Mont Blanc (voir carte document 21 pour localisation géographique).

Document 24 Caractéristiques d’une marge passive actuelle(profil sismique au large du golfe de Gascogne)

Une marge passive est caractérisée par :

- une croûte continentale fragmentée en blocs séparés par des failles normales : blocs basculés- des sédiments anté-rift affectés par les failles- des sédiments « en éventail », contemporains du rifting, non affectés par les failles : sédiments syn-rift- des sédiments post-rift, discordants sur les précédents, non affectés par les failles

Séquence 5-SN02192

Document 25 Coupe schématique de 3 grands blocs basculés à l’est de Grenoble(série de Bourg d’Oisans)

Les blocs basculés du bassin de Bourg d’Oisans ont des largeurs moyennes de 10 à 20 km et sont limités par des failles normales dont le rejet est de 1 à 3 km ; ces failles traduisent l’extension, dans la partie superficielle de la croûte, datant du rifting. Ils présentent les mêmes caractéristiques qu’une marge passive actuelle :

- les sédiments du Trias (grès, carbonates intercalés d’évaporites) reposent sur le socle : il s’agit de sédiments anté-rift, déposés dans une mer peu profonde et qui ont été affectés par les failles liées à l’extension.

- les sédiments du Jurassique inférieur et moyen (calcaires et marnes) sont disposés « en éventail » et peuvent atteindre une épaisseur de plus de 1500 mètres : ils correspondent à des sédiments qui se sont déposés lors du rifting, les sédiments syn-rift ; les blocs séparés par les failles ont basculé, créant des bassins subsidents dans leurs parties affaissées où se sont déposées de grandes épaisseurs de sédiments. Les parties surélevées des blocs basculés constituent des hauts fonds ou des îles où l’épaisseur des sédiments est faible.

- les sédiments du Jurassique supérieur recouvrent en discordance les sédiments sous-jacents : il s’agit de sédiments post-rift, déposés dans l’océan après la période de rifting.

b) Des témoins de l’ancien plancher océanique : les ophiolites

Les ophiolites des Alpes sont issues de deux domaines océaniques distincts : l’océan liguro-piémontais et l’océan valaisan (ouvert plus tardivement). Elles affleurent dans les Alpes occidentales et centrales. Nous limiterons cette étude à celles des Alpes occidentales.

Les caractéristiques de ces ophiolites les apparentent à la lithosphère océanique produite par une dorsale océanique lente, de type Atlantique.

Situé à l’est de Briançon, dans les Alpes occidentales, le massif de Chenaillet-Montgenèvre est l’un des massifs ophiolitiques les plus connus (voir localisation sur la carte du document 21). Ce massif est constitué de deux unités ophiolitiques superposées, toutes deux originaires de l’océan disparu ; l’unité supérieure est particulièrement intéressante car ayant échappé au métamorphisme et à la déformation dus à la subduction et à la collision.


Document 26 Photographie du massif du Chenaillet

Documents 27 et 28 Coupe simplifiée du Chenaillet Colonne synthétique de l’unité supérieure du Chenaillet

Péridotites serpentinisées, gabbros et basaltes constituent l’essentiel de ce massif ; les basaltes en coussins dominent dans la partie ouest du massif, les péridotites serpentinisées et les gabbros dans la partie est, surtout en Italie où ils sont inclus dans les péridotites serpentinisées.

� les péridotites serpentinisées contiennent les minéraux caractéristiques de la serpentinisation hydro-thermale des péridotites du manteau dans les océans actuels. On peut les interpréter comme étant les roches de la lithosphère de l’océan alpin ayant subi l’hydrothermalisme.

Séquence 5-SN02194

Document 29 Échantillon de péridotite

filon de gabbro

péridotite altérée

� Les gabbros ne constituent pas une couche continue mais sont intrusifs dans les péridotites du manteau serpentinisées sous forme de filons ou de massifs larges de quelques centaines de mètres à plusieurs kilomètres et épais de quelques dizaines ou centaines de mètres (200 ou 300 m au lieu de plusieurs kilomètres).

Document 30 Échantillon de gabbro

� Les basaltes, épais de 300 ou 400 m (au lieu d’un kilomètre ou plus), présentent des structures en coussins ou en tubes caractéristiques.

Document 31 Basaltes en coussins du Chenaillet

En revanche, il n’y a jamais de complexe filonien. Par ailleurs, ces basaltes manquent sur de gran-des surfaces et les sédiments océaniques repo-sent alors directement sur les péridotites serpentinisées ou les gabbros.


� Des filons recoupent les gabbros et les péridotites serpentinisées., dont surtout des filons de com-position basaltique (dolérites) qui représentent sans doute les filons ayant alimenté les coulées de basaltes en coussins.

Document 32 Filon de basalte dans un gabbro

� N.B Revoir dans le programme de Première S les minéraux caractéristiques des basaltes, gabbros et péridotites (lames minces).

Toutes ces données indiquent que les ophiolites du Chenaillet, et d’une manière générale celles qui affleurent dans les Alpes (autre exemple : le Mont Viso) sont issues du plancher d’un ancien océan, l’océan alpin.

L’unité supérieure des ophiolites du Chenaillet a été mise en place par obduction : ce sont des vestiges du plancher océanique charriés sur la marge européenne.

c) D’anciens sédiments marins

La majorité des roches affleurant dans les Alpes sont des roches sédimentaires d’origine marine, témoi-gnant de conditions de dépôt variables, sous des épaisseurs d’eau plus ou moins importantes.

� Des évaporites anté-rift (gypse du Trias) : témoignent de l’existence d’une mer peu profonde avant l’ouverture du rift.

� Des sédiments carbonatés de marge passive (Jurassique inférieur et moyen) : l’épaisseur de ces dépôts est variable selon les zones. Il s’agit de calcaires et de marnes dans lesquels on trouve des Ammonites (fossiles de haute mer) : il s’agissait d’un vaste domaine marin. Leur grande épaisseur par endroits indique que cette mer pouvait être localement profonde (bassins subsidents créés par le basculement des blocs continentaux lors du rifting).

Document 33 Dalle aux Ammonites (Digne), datées de -200 Ma

Séquence 5-SN02196

� Les flyschs, comme par exemple le flysch à Helminthoïdes, sont des formations sédimentaires se formant par avalanches sous-marines ; les sédiments de la plate-forme continentale ont été entraînés par des courants de turbidité qui les ont déposés plus ou moins loin sur les fonds marins profonds : ils constituent des turbidites. Les turbidites se déposent actuellement au pied des marges continentales, notamment au pied du talus continental.

Document 34 Échantillon de flysch à Helminthoïdes (Ubaye, région de Jausiers)

Traces sinueuses attribuées au passage de vers lors du dépôt des séd iments

� Des sédiments océaniques profonds : les radiolarites

Certaines ophiolites présentent des sédiments océaniques ; ils ont été décapés par l’érosion dans le massif du Chenaillet, mais on les connaît dans de nombreux autres massifs ophiolitiques : il s’agit de radiolarites, roches de couleur rouge ou verte, qui se sont formées à partir de l’accumulation des tests siliceux d’animaux planctoniques unicellulaires, les Radiolaires. Ce sont des sédiments de mer très profonde (plus de 4000 mètres de profondeur dans les océans actuels).

� Exemple Les radiolarites, de couleur rouge ou verte, sont les premiers sédiments déposés sur le fond de l’océan alpin ; elles pro-viennent de boues à Radiolaires (animaux unicellulaires du plancton marin à squelette siliceux). Ce sont des sédiments de mer très profonde (5000 m dans les océans actuels).

Document 35 Radiolarite

B De l’océan alpin à la chaîne de montagnes

� La disparition de l’océan alpinAu cours du Crétacé supérieur, il y a environ 100 millions d’années, l’Afrique a commencé à se rappro-cher de l’Europe : la marge apulo-africaine est devenue une marge active ; la convergence des plaques européenne et apulo-africaine s’est traduite par une subduction de la lithosphère océanique de l’océan alpin sous la marge apulo-africaine.


L’océan alpin n’a pas été très large (moins de 1000 km) et sa vie n’a duré qu’une centaine de millions d’années : sa lithosphère était jeune et peu épaisse. On retrouve des témoins de cette subduction ancienne dans la chaîne alpine actuelle.

Document 36 Reconstitution de l’océan alpin il y a 70 millions d’années

a) Des roches métamorphiques témoins d’une subduction

Toutes les nappes ophiolitiques, témoins de l’ancien fond océanique, reposent actuellement sur des unités de la marge continentale européenne.

Certaines nappes ont été subduites puis exhumées ; en effet elles présentent les caractéristiques de faciès de subduction : minéraux indicateurs d’un métamorphisme haute pression-basse température (schistes bleus et éclogites) ce qui indique qu’elles ont été subduites à plus ou moins grande profondeur : de 30 à 50 km pour le faciès des schistes bleus, de 50 à 80 km de profondeur pour le faciès des éclogites.

C’est le cas des nappes ophiolitiques du Queyras ou du Mont Viso.

Dans le Queyras affleurent des métagabbros à pyroxènes, plagioclases et glaucophane : il s’agit de roches du faciès schistes bleus, caractéristiques d’une subduction.

Au Mont Viso (Italie) les ophiolites présentent des associations minéralogiques différentes de celles du Chenaillet : des basaltes en coussins métamorphisés, des métagabbros à glaucophane (faciès schistes bleus) et des métagabbros à grenat et jadéite (faciès éclogites), roches caractéristiques d’une subduction.

b) La répartition des roches métamorphiques dans les Alpes

Les roches sédimentaires et cristallines des Alpes ont pratiquement toutes subi un métamorphisme, mais d’intensité variable selon la zone considérée.

L’intensité du métamorphisme est croissante d’ouest en est ; en effet, d’ouest en est, on passe des schistes verts du Chenaillet aux schistes bleus du Queyras puis aux éclogites du Mont Viso.

Les roches de la croûte océanique ont donc été portées à des pressions de plus en plus grandes d’ouest en est : c’est donc en direction de l’est que s’est effectuée la subduction qui a entraîné la disparition de l’océan alpin. La plaque européenne est entrée en subduction sous la plaque apulo-africaine.

Document 37 Schéma correspondant aux ophiolites du secteur Queyras-Chenaillet

Séquence 5-SN02198

� La collision entre les continents : formation de la chaîne de montagnes

Quand la lithosphère océanique a complètement disparu par subduction, c’est la subduction de la lithosphère continentale de la plaque plongeante (appelée aussi plaque inférieure) qui succède ; mais, à l’exception de la partie la plus amincie de la marge continentale passive qui suit le mouvement de subduction, la lithosphère de la plaque continentale inférieure, trop légère, ne peut s’enfoncer : la subduction est bloquée.

Le mouvement de convergence se poursuivant, les deux masses continentales finissent par entrer en contact. La rencontre entre les deux masses continentales conduit à la construction d’un prisme de collision caractérisé par un raccourcissement et un épaississement qui traduisent l’action des forces de compression dues à la convergence.

Les caractéristiques morphologiques et structurales des chaînes de collision rendent compte de ces forces compressives.

Document 38 Reconstitution de l’histoire alpine il y a 30 millions d’années

Document 39 Structure du prisme de collision

a) Un marqueur topographique : le relief

Comme dans les chaînes de subduction, également liées à la convergence lithosphérique, les chaînes de collision présentent des sommets élevés (exemples : Mont Blanc dans les Alpes : 4810 m ; Mont Everest dans l’Himalaya : 8848 m).

b) Un marqueur structural : la racine crustale

L’un des moyens d’avoir accès à la structure profonde de la chaîne, le plus loin possible de la surface (jusqu’au Moho au moins) est l’étude sismique de la croûte et de la lithosphère.

Méthode : des explosions ou vibrations mécaniques sont produites en surface ; elles sont alors à l’origine d’ondes qui se propagent en profondeur et on recueille les échos qui remontent depuis les réflecteurs profonds (les réflecteurs sont des surfaces de discontinuité séparant des roches aux propriétés physiques différentes : ce peut être des limites géologiques, des bordures d’intrusions magmatiques, des surfaces de charriage).


On obtient alors, non pas directement la profondeur de ces réflecteurs, mais un temps de trajet, compté en « secondes-temps double » puisqu’il s’agit d’un trajet aller-retour (surface-profondeur-surface) des ondes émises.

Par des calculs appropriés, on peut en déduire la profondeur (approximation tenant compte de la vitesse de propagation des ondes et de la nature supposée des roches traversées).

Depuis les années 80, un certain nombre de profils sismiques ont été réalisés dans les Alpes (profils ECORS : nom du programme d’étude sismique).

Document 40 Profil sismique réalisé entre le Massif Central et la chaîne de Belledonne et schéma d’interprétation

On observe que le Moho, discontinuité marquant la limite entre la croûte et le manteau lithosphérique, s’enfonce sous la chaîne, passant de 25 à 40 km de profondeur à l’approche de Belledonne.

D’une manière générale, le Moho passe de 30 à 55 km sous les Alpes (et même de 30 à 70 km sous l’Himalaya) et constitue ainsi ce qu’on appelle la racine crustale de la chaîne.

Racine crustale en profondeur et relief en surface marquent l’épaississement qui compense le raccour-cissement dû à la convergence. Le prisme de collision ainsi formé est essentiellement construit à partir de la marge continentale de la plaque subduite.

Par ailleurs le profil sismique montre également d’autres structures caractéristiques liées à des con-traintes compressives.

c) Des marqueurs tectoniques : plis, failles, charriages

La convergence donne également naissance à des plis, à de grandes failles inverses et à des chevau-chements au sein de la couverture sédimentaire, de la croûte et de la partie supérieure du manteau lithosphérique.

Dans certains cas, le prisme de collision, dont l’origine est la marge continentale de la plaque subduite, est surmonté d’ophiolites (ancien plancher océanique) mais aussi de nappes de charriages issues de l’autre marge continentale (c’est-à-dire de la plaque chevauchante encore appelée plaque supérieure).

Toutes ces structures sont la conséquence de la tectonique en compression.

� Les plis résultent d’une déformation souple des roches (Séquence 4-chapitre 1-A-3a. doc 4)

Séquence 5-SN02200

Document 41 Photographie d’un affleurement de flyschs à Helminthoïdes en Ubaye (près de Jausiers)

� Les failles inverses et les chevauchements

Dans une tectonique en distension (programme de Première S : divergence dans les zones d’accrétion océanique), les failles sont des failles normales qui traduisent une extension.

Dans une tectonique en compression (convergence), il s’agit de failles inverses ; quand le seuil de rup-ture des matériaux est atteint, ils réagissent en cassant et non plus en se déformant. Une faille limite alors deux compartiments dont l’un va glisser sur l’autre : ceci traduit un raccourcissement. Quand un ensemble de roches glisse, le long du plan de faille, et recouvre un autre ensemble de roches, on parle de chevauchement.

Document 42 Photographie d’un affleurement

Dans les Alpes, on distingue de nombreux chevauchements majeurs.

� Les nappes de charriagesQuand le déplacement des roches le long du plan de chevauchement atteint plusieurs dizaines de kilomètres, voire plus, on parle de nappes de charriage.


L’ensemble de terrains qui a été déplacé est qualifié d’allochtone et recouvre un autre ensemble qui lui n’a pas été déplacé et qualifié d’autochtone.

Le prisme de collision édifié aux dépens de la marge continentale européenne est ainsi recouvert par des ensembles de roches qui lui sont étrangères : ces nappes de charriage se sont décollées et ont quitté leur socle d’origine ; elles sont issues, pour certaines, de la marge continentale de la plaque chevauchante. Ces nappes peuvent atteindre 5 à 20 kilomètres d’épaisseur avant érosion.

Dans les Alpes, on peut observer dans le paysage une superposition de terrains d’âges géologiques différents traduisant les charriages qui ont affecté la couverture sédimentaire lors de la phase de rac-courcissement. Les évaporites du Trias (gypse) et les marnes du Jurassique inférieur ont joué le rôle de « couches savons » ayant permis le décollement et le déplacement des séries sédimentaires.

Document 43 Nappes de charriages visibles depuis le col du Lautaret

Ce panorama montre deux nappes de charriage superposées :

- la nappe supérieure (nappe briançonnaise) constitue la crête du Grand Galibier et est formée de sédiments anciens d’âge triasique (220 Ma) qui reposent sur des sédiments plus récents (70 Ma) ; cet ensemble de roches a donc été poussé sur les terrains crétacés lors du plissement alpin.

- la nappe inférieure (nappe subbriançonnaise) est constituée de calcaires d’âge jurassique qui reposent sur des grès d’âge tertiaire (35 Ma) ; l’ensemble subbriançonnais est donc également une nappe de charriage qui, portant sur son dos la nappe briançonnaise, s’est mise en place après le dépôt des grès tertiaires qu’elle chevauche.

Séquence 5-SN02202

L’ampleur du déplacement de ces nappes a été de l’ordre de 20 à 30 kilomètres et leur vitesse de déplacement de 2 à 3 cm/an.

� Autres exemples de nappes de charriages

Toutes les nappes ophiolitiques reposent actuellement sur des unités appartenant à la marge conti-nentale européenne.

La nappe ophiolitique du Mont Viso correspond ainsi à un fragment du plancher de l’océan alpin qui a d’abord été subduit puis exhumé et charrié sur la marge continentale européenne.

Document 44 Coupe géologique schématique

C L’évolution d’une chaîne de collision

Pendant la collision, tandis que l’épaississement crustal a lieu, l’érosion en surface limite la croissance des reliefs. Elle est cependant insuffisante pour compenser la surrection de la chaîne.

Quand l’épaisseur crustale devient importante, la gravité intervient de façon prépondérante : sous l’effet de leur propre poids, les masses rocheuses s’étalent horizontalement ; cet étalement se traduit dans toutes les directions horizontales, ce qui a pour effet de limiter à la fois la profondeur de la racine crustale et la hauteur des reliefs. Ce processus se traduit par l’apparition de failles normales tardives, caractéristiques d’une distension, et ramène progressivement la croûte à une épaisseur normale (désé-paississement crustal).

La convergence Afrique-Europe se poursuit encore à l’heure actuelle suivant une direction NNW-SSE ; l’orogenèse alpine n’est donc pas terminée et le raccourcissement global est de l’ordre de 1 cm par an. Les séismes et les failles décalant les dépôts sédimentaires les plus récents (Quaternaire) en sont témoins.

Avertissement : les Alpes franco-italiennes sont étudiées à titre d’exemple pour illustrer les carac-tères d’une chaîne de collision ; leur histoire est présentée uniquement pour expliquer l’origine de ces caractères. En aucun cas, il ne s’agit de connaître l’histoire précise de la formation des Alpes ; l’objectif est de reconnaître dans une chaîne de collision les témoins et marqueurs des principales étapes de la formation d’une chaîne de collision.

De la même façon, il est fait référence aux différents domaines structuraux alpins dans un souci de repérage géographique.


ilan : la dynamique de la lithosphère

De l’ouverture océanique à la collision continentale

Ce bilan reprend l’ensemble des connaissances acquises en Première S et en Terminale concernantla tectonique des plaques.

Dans les zones de divergence, les mouvements de convection du manteau sont à l’origine d’une remontée des roches vers la surface ; les contraintes d’extension provoquent la naissance d’un rift intracontinental, au sein d’une croûte continentale étirée et amincie, dont les bords sont caractérisé par des failles normales et des blocs basculés. Ce rift peut évoluer en rift océanique quand il y a rupture de la croûte continentale. La remontée du matériel profond chaud est à l’origine de la production de magmas basaltiques ; ces magmas qui atteignent la surface donnent la croûte océanique (gabbros, basaltes) qui, associée aux péridotites du manteau lithosphérique, constitue le plancher d’un océan en expansion.

Cet océan sépare deux nouveaux continents, dont les marges continentales sont les anciens bords du rift, et qui s’écartent l’un de l’autre.

La production de matière (=accrétion) dans les zones de divergence, au niveau des dorsales océaniques, est compensée par une résorption dans les zones de subduction où la lithosphère océanique disparaît dans l’asthénosphère.

Quand la lithosphère océanique a été entièrement subduite, il peut y avoir rencontre entre deux masses continentales portées par deux plaques distinctes : c’est la collision continentale.

Dans ces zones, la convergence se traduit par un épaississement et un raccourcissement à l’origine d’une chaîne de montagnes (reliefs élevés en surface), par des structures tectoniques caractéristiques (dont des failles inverses), par du magmatisme et du métamorphisme.

Il y a ainsi un cycle interne des roches constitué par l’enchaînement des stades marquant les étapes des transformations des roches. Ce cycle met en jeu principalement les roches du manteau et de la lithosphère océanique : les roches produites dans certaines conditions de température et pression en un lieu donné(ex : dorsale) se déplacent horizontalement (ex : expansion océanique) et verticalement (ex : enfouissement par subduction) ; elles sont alors soumises à de nouvelles conditions (température et pression, fluides comme l’eau) et sont alors transformées.

Il existe un autre cycle des roches( non étudié ici) externe cette fois et qui met en jeu l’atmosphère et l’hydrosphère ; il est à l’origine de la formation des roches sédimentaires.

Séquence 5-SN02204

Document 45 Schéma bilan


exiqueorrigés des activités autocorrectives

Activité n° 1

Les foyers sismiques sont localisés à des profondeurs croissantes d’est en ouest.

Plus, on s’éloigne de la fosse océanique, plus les foyers sont profonds.

Activité n° 2 Le flux géothermique océanique moyen est égal à environ 40 mW. m-2. Ce flux diminue jusqu’à environ 20 mW. m-2 au niveau de la fosse océanique : on peut supposer la présence d’un matériel « froid » en profondeur qui réduit le flux thermique de près de 20 mW. m-2. Au niveau de l’arc magmatique, au contraire, on observe une augmentation du flux géothermique jusqu’à environ 60 mW. m-2 : la présence d’un matériel « chaud » dans cette zone élèverait le flux thermique.

Hypothèses explicatives : la diminution du flux est due à la plongée de la plaque océanique froide dans l’asthénosphère, tandis que l’augmentation de ce flux au niveau de l’arc magmatique est due à la remontée de magmas à l’origine du volcanisme.

Activité n° 3 H = hc + HML H = épaisseur de la lithosphère océanique =9,5 t ; H en km ; t en Ma hc = épaisseur de la croûte océanique = constante = 6 km hML = épaisseur du manteau lithosphérique variable

1) À 800 km de l’axe de la dorsale : âge de la lithosphère océanique: t = 800.105/ 8 = 107 ans = 10 Ma(NB : demi-vitesse d’écartement = 8 cm/an car écartement symétrique de part et d’autre de l’axe : vitesse d’expansion océanique = 16 cm/an)H =9,5 10 = 30 kmH = hc + hML d’où hML = H - hc = 30 - 6 = 24 km� moy = (hc. �c + hML. �ML) / hc + hML = (hc. �c + hML. �ML) / H = ( 6. 2,85.103 + 24. 3,3.103 ) / 30� moy=3,21.103kg/m3

�

�

Séquence 5-SN02206

La densité moyenne de la lithosphère océanique est inférieure à la densité de l’asthénosphère sous-jacente (3,25 kg/m3) : pas de subduction car, moins dense, la lithosphère océanique « flotte » sur l’asthénosphère.

2) À 2400 km : âge de la lithosphère océanique = 30 Ma

H = 52 km ; hML = 46 km� moy = ( 6. 2,85.103 + 46. 3,3.103 ) / 52 = 3,25.103 kg/m3

La lithosphère océanique a même densité que l’asthénosphère sous-jacente : équilibre = pas de sub-duction.

3) À 4800 km : âge de la lithosphère océanique = 60 Ma

H = 73,58 km ; hML = 67,58 km�n.oy = ( 6. 2,85.103 + 67,58. 3,3.103 ) / 73,58 = 3,26.103 kg/m3

La lithosphère océanique a une densité supérieure à celle de l’asthénosphère sous-jacente : elle s’en-fonce = subduction.

Activité n° 4 Une péridotite sèche appartenant au manteau situé aux environs de 100 km de profondeur devrait être portée à au moins 1300 °C pour commencer à subir une fusion partielle. D’après les géothermes cette température n’est jamais atteinte à cette profondeur.

Si on considère une péridotite hydratée, à 100 km de profondeur, il suffit d’une température égale à environ 725 °C pour qu’elle commence à subir une fusion partielle. Si on considère les géothermes, à 100 km de profondeur, la température est égale à 860 °C en domaine continental et à 1200 °C en domaine océanique : la température minimale de fusion partielle d’une péridotite hydratée est donc largement atteinte voire dépassée.

Toujours d’après les géothermes, on remarque qu’une péridotite hydratée peut subir une fusion partielle dès 40 km de profondeur au niveau océanique, et de 80 à 200 km de profondeur au niveau continental.

C’est donc l’eau qui permet la fusion des péridotites du manteau à faible profondeur.

Activité n° 5 Le document 8 indique les isothermes calculés d’une plaque subduite. Les roches de la croûte océanique sont des métabasaltes et métagabbros à actinote et chlorite (faciès des schistes verts). La plaque qui plonge subit progressivement une augmentation de température et de pression ; toutefois l’augmen-tation de température est peu rapide du fait de l’inertie thermique. Ainsi, à 50 km de profondeur, la température de la plaque plongeante n’est que de 400 °C, ce qui correspond à l’association minéralo-gique « jadéite + grenat » (faciès des éclogites). À une profondeur inférieure à 50 km, la température de la plaque est inférieure à 400 °C, ce qui permet l’association « glaucophane + grenat » (faciès des schistes bleus).

Bilan : les roches de la croûte océanique en subduction passent successivement du faciès schistes verts au faciès schistes bleus puis au faciès éclogites : les transformations minéralogiques traduisent le métamorphisme de la croûte océanique subduite. ■

SN02TE0-SEQUENCE-05.pdf

Documents

Transcript of SN02TE0-SEQUENCE-05.pdf