Terminale Leçon n° 4 Convergence et Collision Enseignement SVT · nommé racine crustale. : c’est la base des chaînes de collision, la racine de la chaîne de montagne. Par ailleurs,

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Scientifique Enseignement obligatoire SVT

Convergence et Collision Dossier IIIDossier IIIDossier IIIDossier III

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CourT345_2011_cours_n°4

Les mouvements de convergence observés dans les zones de subduction impliquent 2 plaques lithosphériques de nature océanique ou une

plaque continentale et une plaque océanique. Si la lithosphère océanique disparaît totalement, 2 plaques de nature continentale entrent

alors en collision et sont à l’origine de la formation des chaînes de montagnes caractérisées par un fort relief. La collision continentale

est donc un prolongement, une suite de la subduction océanique.

L’analyse de quelques éléments de la géologie des Alpes franco-italiennes

permet de dégager les caractéristiques essentielles de ce processus.

� Quels sont les marqueurs morphologiques et géologiques d’une

chaîne de collision ? (comment la convergence des plaques engen-

dre-t-elle le relief d’une collision ?)

� Comment les structures géologiques et roches actuelles révèlent-

elles : l’existence d’un ancien océan ?, la présence d’une des deux marges passives de l’océan ? , le témoignage d’une subduction

ayant précédé la collision ?

� Comment une chaîne de montagnes évolue-t-elle après la colli-

sion?

I - Les marqueurs de la collision continentale

A - Des structures visibles à l’affleurement

- a - Des reliefs. Les chaînes de montagnes intra-continentales présentent quand elles sont récentes des reliefs élevés et aigus

(Alpes - 4 807 m ; Himalaya - plus de 8 000 m, ...).

- Cet épaississement de la croûte continentale est la conséquence de son raccourcissement sous l’action des forces de

compression liées à la collision.

- b - Des marqueurs tectoniques. Ils sont le résultat de l’action des forces de compression. Ce sont :

☯ les plis quand la nature des roches (et leur température) a permis aux déformations d’être souples,

☯ les failles inverses quand les déformations ont induit la fracturation des roches, les failles inverses peuvent être très plates

et transporter sur des dizaines de kilomètres (centaine ?), en plusieurs millions d’années, des portions de croûte ou de li-

thosphère de grande taille : ce sont les chevauchements

☯ les chevauchements quand les forces très importantes conduisent au transport d’ensemble de roches sur d’autres,

☯ les charriages quand ces déplacements ont été de très grande ampleur en volume et en distance (plusieurs dizaines de ki-

lomètres).

B - Des structures profondes.

☯ La sismique réflexion qui fournit des profils sismiques permet de mettre en évidence un épaississement de la croûte terrestre

qui peut atteindre 50 à 70 Km de profondeur à l’aplomb des grands massifs ; la partie basse de cet épaississement crustal est

nommé racine crustale. : c’est la base des chaînes de collision, la racine de la chaîne de montagne. Par ailleurs, dans les

Alpes, ces mêmes données sismiques montrent que le Moho plonge lentement de l’extérieur vers l’intérieur de la chaîne

jusqu’à 60 Km de profondeur.

☯ Cet épaississement résulte de l’empilement en profondeur de portions de lithosphères appelées écailles tectoniques. En effet,

la croûte continentale de densité moins élevée que celle de la péridotite du manteau ne peut être entraînée dans une subduc-

tion. La subduction étant bloquée, la lithosphère continentale se rompt et se découpe en écailles tectoniques.

☯ C’est cet empilement qui est à l’origine de l’épaississement de la croûte (= épaississement crustal) et qui se manifeste en

surface par des reliefs élevés (du moins pour les chaînes récentes). Cet empilement de nappes de roches porte le nom de pris-me de collision.

Ils existe dans les zones de subduction d’autres marqueurs qui permettent de reconstituer l’histoire des zones de collision. Ce sont

ces marqueurs qui vont être vus dans le paragraphe II, puis l’histoire totale des Alpes sera reconstituée dans le paragraphe III.

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Il est possible de demander aux élèves d’expliquer

quels sont ces marqueurs et de préciser à chaque

fois quelle est leur origine.

On peut aussi leur conseiller de faire à chaque fois un dessin explicatif.

On peut aussi leur donner une liste de mots impo-

sés (cf ceux en gras dans le texte).

Ce chapitre est relativement court. Il peut permettre

de faire un plus grand nombre d’exercices.

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II - Les marqueurs des évènements anté-collision : les témoins de l’ouverture puis de la fermeture d’un domaine océanique avant la collision

A - Marges passives, rifting et océanisation : rappels de 1ère S (alléger considérablement cette copie du cours de 1ère S)

1) Les caractéristiques d’une marge continentale passive ☯ Les marges continentales constituent le domaine de transition entre continent et océan. Les marges passives (ou stables)

s’oppose aux marges actives car ce sont des régions calmes sans manifestations sismiques ou volcaniques. Les données

récoltées lors de relevés topographiques, de forages ou par sismique réflexion ou réfraction permettent de déterminer les

caractéristiques structurales des marges passives. Ces marges sont marquées :

�1) par la présence de trois grandes unités morphologiques :

~ le plateau continental, de 70 à 80 km de large et de 0 à 200 à 300 m de profondeur - il s’agit du prolonge-

ment du domaine continental émergé sur lequel se déposent les sédiments apportés par les fleuves,

~ le talus (ou pente) continental qui s’étage de 200 à 3 000 - 4 000 m de profondeur avec une déclivité

moyenne de 7 % en moyenne - il est souvent entamé par des canyons sous-marin,

~ le glacis continental situé au pied du talus - il présente une pente faible et se raccorde à la plaine abyssale;

C’est à son niveau que la nature de la croûte change.

� 2) par l’existence sous et dans la couverture sédimentaire de nombreuses failles normales (= failles listriques) inacti-

ves actuellement qui découpent la partie supérieure de la croûte en un ensemble de blocs plus ou moins basculés les

uns sur les autres (disposition en gradins) - la partie inférieure ayant un comportement moins rigide n’est pas affectée

par les failles,

� 3) par un amincissement progressif de la croûte continentale depuis la zone émergée jusqu’à sa limite avec la croûte

océanique (elle passe d’environ 35 km de profondeur à environ 10km).. Cet amincissement est lié à un étirement de la croûte de 30 à 40 %.

2) L’ouverture d’un océan et ses conséquences a) les 3 étapes de l’ouverture d’un océan (= rifting)

☯ On nomme rifting les premières étapes de l’ouverture d’un océan. C’est l’étude de rift continentaux, des zones océaniques

en formation, des structures des marges passives et de leur datation qui permet d’en faire l’étude. Des modélisations en

laboratoire corroborent ces apports. On peut distinguer trois étapes dans l’ouverture d’un océan : � 1) Stade rift continental. Dans un premier temps, la croûte continentale est étirée et amincie. Cette extension est à l’origine de la

formation des blocs de croûte continentales et de leur basculement (glissement) les uns par rapport aux autres. Des failles normales

encadrent un fossé d’effondrement, le rift continental, dans lequel s’accumulent des sédiments fluviatiles et lacustres. La surcharge

ainsi créée accentue l’enfoncement du fossé. Des émissions volcaniques peuvent alors se mettre en place dans les fractures de dis-

tension. Le rift africain est actuellement un bon exemple d’une telle structure. Le rift de Limagne est une structure identique

«avortée».

� 2) Stade intermédiaire. A un stade plus avancé, la dominante magmatique s’intensifie et de la croûte océanique s’intercale

progressivement entre les lèvres opposées du rift continental préexistant. C’est le cas actuellement de la région des Afars.

� 3) Stade océanique. Ultérieurement, l’abaissement du niveau plancher océanique en raison d’une part de l’étirement et d’autre

part de la densité des roches mises en place conduit à une invasion marine. Le rift continental est alors remplacé par un rift océa-nique. Un bassin océanique étroit de type Mer Rouge se met alors en place. Il s’élargira peu à peu au fur et à mesure du fonctionne-

ment de la dorsale qui en occupe le centre. Ce mécanisme s’appelle océanisation.

b) sédimentation et rifting ☯ L’affaissement progressif, régulier ou saccadé, du plancher du bassin d’effondrement initial jusqu’au bassin océanique porte

le nom de subsidence (du latin : subsidere = s’enfoncer). Ce phénomène permet l’accumulation sur de fortes épaisseurs de

sédiments. On distingue 3 types de sédiments :

�1) les sédiments qui étaient présents avant la fracturation et qui restent solidaires des blocs de socles basculés (on les

qualifie de pré-rift), �2) les sédiments qui se sont déposés au moment du rifting et qui soulignent par leur disposition le basculement pro-

gressifs des blocs (on les qualifie de syn-rift), �3) les sédiments qui se sont déposés après le rifting et qui recouvrent de manière régulière les ensembles précédents

(on les qualifie de post-rift). ☯ En fonction des apports sédimentaires continentaux plus ou moins importants, les géologues distinguent les marges nour-

ries (avec une forte épaisseurs de sédiments - cas du Golfe du Mexique) des marges maigres. A la diversité des sédiments

des marges s’oppose la monotonie de la sédimentation des plaines abyssales.

☯ On constate parallèlement à l’étirement de la lithosphère, une remontée de l’asthénosphère. Pour certains auteurs l’étire-

ment est la cause de la remontée de l’asthénosphère, pour d’autres, c’est la remontée de l’asthénosphère qui est la cause de

l’étirement. Ces deux hypothèses sont à l’heure actuelle en discussion.

Conclusion : Les marges passives des continents sont structurées par des failles normales et sont le siège d’une sédimentation importante.

Elles ont enregistré l’histoire précoce de la rupture continentale et de l’océanisation. L’activité des failles normales, héritage

de rifts continentaux, témoigne de l’amincissement de la lithosphère et de sa subsidence.

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A - Marges passives, rifting et océanisation : rappels de 1ère S (suite)

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II - Les marqueurs des évènements anté-collision : les témoins de l’ouverture puis de la fermeture d’un domaine océanique avant la collision (suite)

(Rappel de 1ère S : rifting, marges passives et océanisation)

B - Les marqueurs d’une ouverture océanique : les traces de marges passives (rifting) 1) Des marqueurs tectoniques

☯ On retrouve dans les Alpes, des structures caractéristiques de marges passives : elles correspondent à la portion de la croûte

continentale amincie lors du rifting, par des phénomènes d’extension et d’étirement qui précèdent toujours l’apparition d’une

croûte océanique.

☯ Ainsi, dans les Alpes franco-italienne (massif de Belledonne, bloc de la Mure, de Taillefer, et des Grandes Rousses) on ob-

serve des blocs basculés délimités par des failles normales incurvées ou failles listriques qui traduisent des phénomènes

d’extension subis par la croûte lors du rifting . Ces structures sont comparables aux marges passives continentales actuelles

révélées par les données sismiques et visibles dans l’Atlantique Nord. Ces régions des Alpes correspondent à deux anciennes

marges continentales et témoignent donc de l’étirement et de l’amincissement d’un continent. L’aboutissement en est la rup-

ture et l’ouverture d’un océan. Des sédiments accompagnent ces blocs basculés (cf. marqueurs sédimentaires).

☯ Les blocs basculés correspondent aux glissement des ensembles de roches (socles et sédiments ) délimités par les failles lis-

triques : c’est la géométrie même de ces failles qui impose le basculement des blocs et la sédimentation (syn-rift) originale

qui y est rattachée. Ces blocs basculés comportent des structures sédimentaires en éventail qui sont des marqueurs sédimen-

taires de l’ouverture océanique.

2) Des marqueurs sédimentaires ☯ les sédiments des Alpes permettent de retracer l’histoire de l’ouverture de l’océan Alpin. Les blocs basculés séparés par des

failles normales sont recouverts par des formations sédimentaires caracté-

ristiques d’une mer plus ou moins profonde. Ils sont datés du Jurassique au

Crétacé :

* Les sédiments ante-rift sont peu épais (Trias).

* Les sédiments syn-rifts d’une épaisseur de 1500 mètres témoi-

gnent d’une subsidence liée à un enfoncement du socle cristallin. L’épais-

seur des sédiments varie considérablement en épaisseur et en nature : le

strates peuvent avoir plusieurs centaines de mètres (alternances de couches

de calcaires et de marnes à ammonites) à quelques dizaines de mètres

(matériaux alors détritiques) ==> ceci est un effet du basculement des blocs sous l’effet des contraintes distensives : leur enfoncement progressif

(= subsidence) permet au contact des failles la présence de mers profondes

et donc la présence de fossiles (ammonites) signant cette profondeur des

dépôts alors que près des crêtes des blocs -crêtes qui forment des hauts

fonds, voire qui émergent - la sédimentation est peu épaisse -voire absente-

Le fonctionnement des failles et la sédimentation conséquente se font au Jurassique inférieur (-190 Ma) Lias.

* Les sédiments post-rift, épais, se sont déposés à la fois sur les marges continentales passives et sur la croûte océa-

nique en formation, le milieu marin est alors devenu relativement profond.

☯ Sous l’effet des contraintes compressives, les failles de ces blocs peuvent rejouer en failles inverses et entraîner des défor-

mations importantes des sédiments déposés : elles ont donc souvent une structure en éventail. ☯ Ces marqueurs sont datés dans les Alpes d’environ - 190 millions d’années.

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II - Les marqueurs des évènements anté-collision (suite)

C - Les marqueurs d’une expansion océanique : les restes d’un plancher océanique ☯ Dans les Alpes franco-italienne, affleurent des ophiolites (de ophis = serpent). Les ophiolites sont un cortège de roches cor-

respondant à des restes de plancher océanique (lithosphère océanique) ; cette association , typique des roches connues à

l’heure actuelle dans les fonds océaniques, est constituée de haut en bas, dans le Chenaillet (Briançonnais), par :

� des basaltes en coussins (diamètres des coussins: de 50 cm à 1 m, épaisseur de la formation : 300 à 400 m) et des

basaltes en filons,

� des gabbros (épaisseur : 150 à 200 m),

� des péridotites serpentinisées. (remarque : dans ces roches, les pyroxènes et les olivines soumises à une intense

altération hydrothermale sont entourés d’un minéral hydraté vert: la serpentine).

☯ Toutes ces roches appartiennent au faciès des « schistes verts » (métagabbros ou métabasaltes du faciès des « schistes

verts ») : elles ont été transformées par hydratation (= hydro métamorphisme) lors du vieillissement de la lithosphère océa-

nique ; des auréoles de chlorite et d’actinote (= amphibole verte) entre pyroxènes et feldspaths constituent l’association

minérale caractéristique de ce faciès (métamorphisme de basse pression et de basse température).

☯ La présence de ces roches à cette altitude résulte du charriage sur le continent de portions de la lithosphère océanique sur la

croûte continentale : on nomme obduction ce mécanisme. Ces ophiolites ont été incorporées aux zones internes des chaînes

de montagnes pendant la phase compressive.

☯ Par ailleurs on trouve souvent sur cette série, des radiolarites, roches sédimentaires constituées de fossiles siliceux (radiolaires) ; L’absence de calcaire (remplacé par la silice) témoigne de profondeurs supérieures à 4000m.

☯ Les ophiolites représentent donc les restes de l’ancienne croûte océanique de l’océan alpin qui s’ouvre à la fin du Jurassi-que moyen et se ferme au cours de Crétacé : elles sont datés dans les Alpes de - 180 à - 100 millions d’années (-150 ma à -

80 Ma pour d’autres auteurs (Bordas)). Le Chenaillet offre donc la possibilité d’étudier un ancien plancher océanique com-

plet comportant toute la lithosphère océanique et sa couverture sédimentaire. C’est un témoin de l’océanisation.

D - Les marqueurs d’une fermeture océanique (témoins d’une subduction anté-collision). ☯ Ces marqueurs correspondent à des roches de la lithosphère océanique ayant subies une subduction, ces roches étant ulté-

rieurement remontées à la surface à la faveur de mouvements tectoniques et de l’érosion.

☯ Ces roches de la lithosphère océanique alpine subduite présentent des

associations minéralogiques caractéristiques de conditions de haute pression (plus de 1Gpa) et de relativement basse température (- de

500 °C). [en effet, lors de cette augmentation de la pression à tempéra-

ture froide, les minéraux deviennent instables et interagissent : c’est

un métamorphisme de subduction] ; les basaltes et les gabbros de la

croûte océanique donnent alors, selon les profondeurs atteintes :

� des métagabbros ou des métabasaltes du faciès des « schistes bleus », par exemple dans le Queyras ; dans ces roches, la

glaucophane (amphibole bleue), s’est formée par réaction entre les

pyroxènes et les plagioclases ; des reconstitutions en laboratoire de

cers réactions montrent que ces faciès des « schistes bleus » se sont

formés vers 30 à 50 km de profondeur,

� des éclogites, comme par exemple dans le Mont Viso ; dans

ces roches, des grenats apparaissent associés à des pyroxènes verts (jadéite) ; les reconstitutions en laboratoire montrent que ces éclogites

se sont formés vers 50 à 90 km de profondeur. ☯ Dans les Alpes, la répartition géographique du métamorphisme de

Haute pression et basse température est remarquable (= zonation du métamorphisme) : les roches du faciès des « schistes verts » se

retrouvent à l’Ouest , puis plus à l’est on trouve le faciès des « schistes

bleus » puis encore plus à l’Est, les éclogites ==> il existe donc une

intensité croissante du métamorphisme (donc de l’enfouissement)

d’Ouest en Est. (Voir carte ci-contre). On peut en déduire que c’est la

plaque Ouest (= plaque Européenne, = plaque Alpine) qui a plon-gé sous la plaque Est (= plaque Africaine, = plaque orientale, = pla-

que adriatique). On date cette subduction dans les Alpes entre - 70

Ma et - 50 Ma. ☯ Remarques : 1) ces roches métamorphiques, indices de la disparition de la lithosphère de l’océan alpin par subduc-

tion, ont dû être rapidement remontées à la surface pour que les traces de leur métamorphisme haute pression/basse tem-

pérature aient été conservées. Seuls des petits fragments ont été préservés et sont maintenant observés à l’affleurement.

2) ces fragments de croûte océanique subduite sont associés à des sédiments (= méta-sédiments océa-niques), les schistes lustrés, qui doivent leur aspect lustré à la présence de mica blanc. Là encore, on retrouve une ancienne

lithosphère océanique : croûte et sédiments associés. Ces formations caractérisent le Domaine Piémontais. …/...

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E - Les marqueurs d’une suture entre deux plaques continentales ☯ Dans les massifs cristallins internes, exemple dans le Massif de Dora Maira, en Italie, on trouve associée aux roches de la

croûte continentale, la coésite (= forme du quartz, stable aux très hautes pressions). [c’est la coésite que l’on trouve dans

des cratères d’impacts météoritiques : ce minéral est donc le témoin de roches ayant été soumises à de très fortes pressions

- on parle de zone UHP (Ultra Haute Pression) - .De petits diamants accompagnent souvent ces minéraux]. ☯ Ces très fortes pressions au sein de la croûte continentale s’expliquent par le fait que la croûte océanique subduite à entraî-

né avec elle la croûte continentale. On interprète ces formations minérales (coésite et diamants) comme des marque d’une

suture entre les blocs continentaux qui s’affrontent. Cette collision est datée dans les Alpes à - 40 Ma.

III - Évolution tardive d’une chaîne de collision

et reconstitution de l’histoire des Alpes.

A - phénomènes anté-collision et collision : reconstitution de l’Histoire des Alpes

On peut demander aux élèves de reprendre la cor-

rection du bilan de l’activité 4 pour rédiger la pre-

mière partie de cette histoire puis compléter de fa-

çon magistrale l’histoire future.

Vers - 190 Ma, la Pangée s’est fracturée sous l’action de forces distensives. Ce rifting continen-tal a conduit à la formation de

failles normales listriques, de

blocs basculés recouverts par des

sédiments en éventails.

A partir de - 180 Ma, une lithos-phère océanique s’est peu à peu

formée par accrétion au niveau

d’une dorsale. Ce mécanisme est à

l’origine de la formation de l’o-céan alpin ==> c’est l’océanisa-tion. La présence de radiolarites

siliceuses témoigne de la profon-

deur de cet océan Alpin.

Vers - 100 Ma, le mouvement des plaques s’est inversé et a

donné lieu à un phénomène de

subduction (témoins observables

dans le Queyras et au Mont Viso).

Peu à peu, l’océan alpin s’est

fermé. Par ailleurs l’autre lithos-

phère océanique (Adriatique)

subit l’obduction (témoins obser-

vables dans le Chenaillet).

Vers - 50 Ma, les deux plaques

continentales sont entrée en colli-

sion en donnant naissance à une

chaîne de montagnes intra-continentale, les Alpes. Cette

collision se poursuit encore ac-

tuellement.

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III - Évolution tardive d’une chaîne de collision (suite).

B - Évolution tardive des chaînes de collision (et donc des Alpes). 1) Erosion en surface ☯ Lorsque la convergence cesse,

les forces qui entretenaient le

relief et la racine crustale dispa-

raissent. Les chaînes de monta-

gnes sont alors soumises à des

processus d’altération des ro-

ches et d’érosion des reliefs sous l’effet inexorable des fac-

teurs climatiques. Les produits

de démantèlement sont trans-

portés et déposés dans des bas-sins sédimentaires. Cette éro-

sion est d’autant plus intense

que les reliefs sont vifs.

☯ L’érosion, en allégeant la chaî-

ne, entraîne une remontée de la racine par compensation de

masse. Ce rééquilibrage isos-tatique compense en partie la

perte d’altitude, il en résulte un

amincissement de la croûte,

une remontée du Moho et une

disparition complète de la ra-

cine.

2) fusion partielle en profondeur ☯ Si la décompression des roches

due à la remontée de la racine

est suffisamment rapide pour

que sa température reste assez

élevée, les roches subissent une

fusion partielle : il en résulte la

formation de migmatites, ro-

ches partiellement fondues dont

certaines parties ont la structure

et la composition du granite ;

ces phénomènes donnent aussi

naissance, à des magma grani-tiques, de densité inférieure à

celle des roches encaissantes, ces liquides peuvent se rassembler et monter dans la croûte sous forme de diapirs qui refroidis-

sent lentement en profondeur ; c’est leur cristallisation en profondeur qui forme des granites intrusifs. Ainsi, à l’arrêt du

mécanisme de collision, la chaîne de montagne devient une pénéplaine où sont mis à jour les plutons formés en profondeur

(parfois à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur).

☯ L’ensemble des évènements de l’ouverture océanique jusqu’à la pénéplaination de la chaîne de collision constitue un cycle orogénique [de orogénèse (de “oros”, montagne, et “gennan”, engendrer)]. appelé Cycle de Wilson.

Conclusion / Bilan : dynamique de la lithosphère (facultatif)

☯ L’énergie interne de la Terre dissipée en surface met en jeu les plaques lithosphériques. Une plaque continentale se fractu-re lors de la formation d’un océan. Cette lithosphère océanique disparaît dans une zone de subduction, puis deux lithosphè-

res continentales entrent en collision, amenant à la formation d’une chaîne de montagnes. Cette chaîne est ensuite érodée, et

le système revient à un état proche de la situation d’origine: un continent à faible relief. Ce nouveau continent piège la cha-

leur issue de l’intérieur de la Terre et la croûte continentale amincie pourra à nouveau subir un étirement à l’origine d’un

nouvel océan qui, par fermeture, donnera naissance à une nouvelle chaîne de montagnes.

☯ Ainsi la Terre évolue par de grands cycles successifs d’ouverture puis de fermeture des océans («cycles de Wilson» ou

«cycles des super-continents»), associés à la formation et à la destruction de chaînes de montagnes. On connaît, du moins en

Europe, 4 cycles : le cycle Cadomien, le cycle Calédonien (du cambrien au Silurien), le cycle hercynien ou varisque (Dévonien au Permien) et le cycle Alpin (du Trias au Quaternaire).

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