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Convergence lithosphérique et chaînes de montagnes

Les Alpes , l'Himalaya sont des zones de convergence lithosphérique où une chaîne de montagne se forme.
by

Jacques florimont

on 9 March 2015

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Transcript of Convergence lithosphérique et chaînes de montagnes

Convergence lithosphérique et formation
des chaînes de montagnes.

I- Des traces d'un ancien
domaine océanique
II- Des traces d'une marge continentale passive
III- Des témoins d'une ancienne subduction.
IV- La collision continentale et la formation d'une chaîne de montagnes.
Les
ophiolites sont les vestiges de l'ancien plancher de l'océan
qui existait autrefois à l'emplacement de la chaîne de montagne.
Ces roches, des basaltes, des gabbros et des péridotites sont les mêmes que celles que l'on peut observer dans un plancher océanique actuel âgé et elles sont superposées de la même façon.
Ophiolites au large du Vénézuela
Le massif du Chenaillet dans les alpes
Reconstitution du fond de l'océan alpin.
1 manteau (lherzolite) serpentinisée ; 2 gabbros ; 3 brèche de talus; 4 - volcans à laves en coussins. (d'après Lagabrielle et Cannat, 1990)
Les basaltes en coussin du Chenaillet
Le modèle de la formation des montagnes se fonde sur la
tectonique des plaques lithosphériques
.
Dans les zones de convergences l'affrontement des continents qui bordaient un océan provoque la surrection d'une chaîne de montagne.
Les Alpes et l'Himalaya ont une telle origine.

Peut-on retrouver dans ces chaînes des traces de leur histoire?
L'organisation de la lithosphère océanique.
Au niveau des dorsales océaniques , il y a création de plancher océanique ou accrétion.
Le magma qui migre vers la surface donne naissance aux
gabbros
et
basaltes
qui avec les
péridotites,
constituent la lithosphère océanique.
Des forages du plancher océanique ont montré que ces roches sont partout superposées de la même façon: du haut vers le bas, basaltes en pillow-lavas, basalte en filons, gabbros et enfin péridotites.
Les chaînes de montagnes renferment souvent des massifs de roches vertes appelées ophiolites, elles sont constituées de trois types de roches:
des
basaltes
à l'aspect en coussin (pillow-lavas très caractéristiques.
des
gabbros,
roches grenues présentant de gros cristaux de pyroxènes et de plagioclases.
des
péridotites,
très sombres avec des veinures vertes qui leur donnent un aspect en peau de serpent à l'origine de leur nom.
Des ophiolites dans les Alpes
Les roches observées dans les Alpes sont donc le
vestige de l'ancien plancher de l'océan alpin
dont les lambeaux ont été portés en altitude lors de la collision continentale.
Des ophiolites dans les Alpes
Des blocs basculés dans les Alpes.
Dans la région de l'Oisans, à proximité de Grenoble, les sédiments marins du Jurassique inférieur sont très irréguliers:
par endroit l'épaisseur des strates peut atteindre plusieurs centaines de mètres, elles sont souvent formées de couches épaisses de marnes à ammonites.
quelques kilomètres plus loins, l'épaisseur de ces mêmes strates n'est plus que de quelques dizaines de mètres.
Les caractéristiques des marges passives continentales.
Au niveau d'une marge continentale passive, la croûte continentale est fracturée par un ensemble de failles normales, légèrement concaves vers le haut, les
failles listriques
.
Ces dernières délimitent des blocs d'une largeur moyenne de 15 kilomètres qui basculent les uns par rapport aux autres. On les nomme
blocs basculés.
Ces blocs sont recouverts de sédiments.
Ouverture de l'océan et formation des marges.
avec des failles normales et des blocs basculés.
Les structures sédimentaires et tectoniques observées dans les Alpes sont donc comparables à celles observées au niveau des marges passives.
Lors de la formation de l'océan alpin, cette région correspondait donc à une marge passive.
Une chaîne de montagne peut donc renfermer les restes d'
une marge passive, témoins de l'ouverture d'un ancien océan.
Age et densité de la lithosphère océanique.
Au cours de son éloignement de la dorsale,
la lithosphère océanique vieillit et se refroidit
. Le refroidissement entraîne un
enfoncement de l'isotherme 1300°C
qui limite la lithosphère et l'asthénosphère.
La lithosphère océanique s'épaissit donc en vieillissant par
ajout d'une semelle de manteau lithosphérique
au détriment du manteau asthénosphérique.
Le manteau lithosphérique étant plus dense (3,30) que le manteau asthénosphérique,
la densité de la lithosphère océanique augmente progressivement
au cours du temps, jusqu'à dépasser celle de l'asthénosphère.
A partir de 30 Ma , bien que la lithosphère océanique soit en déséquilibre sur l'asthénosphère, elle peut continuer à flotter :
d'une part
elle est accrochée à de la lithosphère continentale qui joue le rôle d'une bouée.
d'autre part du fait de la rigidité de la lithosphère et de
la résistance mécanique à l'enfoncement qu'exerce l'asthénosphère
, ce qui peut retarder la subduction de plusieurs dizaines de millions d'années.
A l’occasion de fissures dues aux mouvements de la plaque, la

lithosphère se casse et la partie la plus dense s’enfonce dans l’asthénosphère, c'est la
subduction
.
Au delà de 150 Ma , le seuil d'équilibre est largement dépassé, conformément au principe d'Archimède, la vieille lithosphère océanique dense, s'enfonce dans l'asthénosphère au cours de la subduction.
Carte de l'âge des basaltes du plancher océanique.
Des transformations minéralogiques caractéristiques d'une zone de subduction.
Les gabbros, roches caractéristiques du plancher océanique, subissent avec le temps des transformations
métamorphiques.
Au cours du vieillissement du plancher, mais avant la subduction, des minéraux verts apparaissent :
Chlorite
et
actinote.
Les gabbros sont transformés en
métagabbros
ou
schistes verts
; c'est
l'hydrotermalisme
qui change notre gabbro en schiste vert; les schistes verts sont des roches hydratées.
Au cours de la subduction, de nouveaux minéraux apparaissent comme le
glaucophane
( bleu): le métagabbro devient un
schiste bleu.
Puis des
grenats
et de la jadéite apparaissent le métagabbro devient une
éclogite
.
Glaucophane , grenat et jadéite ne peuvent se former que dans des conditions de températures et de pression qui caractérisent les zones de subduction.
Ces transformations minéralogiques s'accompagnent d'une déshydratation des minéraux.
SCHISTE BLEU
SCHISTE VERT
actinote
glaucophane
ECLOGITE
Grenat
Diminution de la T°250°C
Faible profondeur 5Km
T° faible comprise entre 200°C et 400°C
Profondeur croissante entre 15 et 30 Km
T° faible comprise entre 200°C et 400°C
Profondeur importante
> 40Km
Pyroxène
+ Plagioclase
+ Actinote
Glaucophane
(minéral anhydre)
+ H2O
Glaucophane
Grenat
+ jadéite +H2O
(Minéraux anhydres)
Le glaucophane : Na2Mg3Al2[Si8O22](OH)2
la jadéite : Na(Al,FeIII)[Si2O6]
le grenat pyrope Mg3Al2(SiO4)3
Formule chimique des minéraux
Remarque : Le refroidissement de la lithosphère océanique provoque une subsidence ( enfoncement ) d'origine thermique. La lithosphère s'enfonce dans l'asthénosphère tout en s'épaississant. L'océan s'approfondit.
Les traces d'un métamorphisme de subduction dans les Alpes.
Les métagabbros, roches caractéristiques des zones de subduction, sont fréquents dans la zone interne des Alpes (massif du Queyras).
Leur répartition géographique révèle une
zonation très nette du métamorphisme
:
d'ouest en est on assiste à un passage progressif de roches de type schistes verts à des schistes bleus, puis à des éclogites.
L'intensité du métamorphisme est donc croissante d'ouest en est, ce qui signifie que les roches y ont été portées à des températures et des pressions de plus en plus importantes.
La subduction qui a fait disparaître l'océan Alpin s'est donc effectuée vers l'est.
La plaque Alpine a plongé sous une plaque orientale: la plaque adriatique
.
le terme ultime de la subduction est la
collision
des deux masses continentales qui bordaient l'océan.
La lithosphère continentale s'adapte à la compression tectonique en se
raccourcissant.
En profondeur, où la température est importante, les roches se déforment de manière plastique et forment des
plis.
Dans les zones superficielles , plus froides, les roches ont un comportement cassant et se fractures avec des
failles inverses
.
La convergence se poursuivant, des
nappes de charriage
, formées par des chevauchements de terrains plus anciens sur des terrains plus jeunes, s'empilent sur de grandes épaisseurs.
Ainsi la lithosphère continentale répond au mouvement de convergence par
un raccourcissement et un épaississement
: sous les chaînes de montagnes, la profondeur du Moho peut atteindre 50km; c'est la
racine

crustale.
Les données sismiques récentes de la tomographie sismique, en particulier sous l'Himalaya, montrent que la croûte continentale peut s'enfoncer profondément dans le manteau. Sous l'himalaya, la plaque continentale indienne s'enfonce à la verticale sur plus de 100 km de profondeur.
Subduction continentale Indienne
Subduction continentale Indienne
Le moteur de la subduction
Plus une plaque a de frontières en subduction, plus elle se déplace rapidement.
En profondeur, la
tomographie sismique
permet de suivre le devenir de la lithosphère froide en subduction dans le manteau chaud.
Les plaques en subduction exercent une forte traction
, la gravité est le moteur essentiel de la tectonique des plaques
.
La
tomographie
sismique permet d'établir des "coupes" du globe terrestre grâce à une analyse des vitesses de propagation des ondes sismiques.
Sur chaque image, les régions colorées en rouge correspondent aux régions anormalement chaudes, la vitesse des ondes est inférieure à la vitesse "normale". Les zones colorées en bleu montrent des régions « froides » ; les ondes s'y propagent rapidement.
THE END
les ophiolites prennent naissance au niveau des dorsales océaniques
Blocs basculés dans les Alpes.
sédiments prérift
sédiments synrift
sédiments postrift
Full transcript