La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes

Une partie des terres émergées est formée de chaînes de montagnes, anciennes ou toujours en cours de surrection. L'exemple des Alpes permet d'étudier la formation d'une chaîne de collision dans un contexte de convergence lithosphérique. Les traces d'un ancien domaine océanique y témoignent de sa fermeture par subduction.
La lithosphère continentale a une altitude variable
La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes - illustration 1
1. Les traces d'un ancien océan
Dans les Alpes, le mont Chenaillet est formé de roches basaltiques en forme de coussins, qui rappellent les pillow lavas des dorsales océaniques. Sous ce basalte, se trouvent successivement des gabbros et des péridotites : il s'agit d'une série ophiolitique, vestige d'une lithosphère océanique de 155 Ma charriée sur le continent.
Certaines régions des Alpes présentent des affleurements de roches sédimentaires riches en fossiles marins témoignant de l'ancien domaine océanique:
  • Les calcaires à Rudistes (mollusques bivalves) ou à Orbitolines (animaux unicellulaires) des massifs du Vercors et de la Chartreuse témoignent de récifs coralliens dans une mer peu profonde et chaude.
  • Les radiolarites du Chenaillet sont formées par l'accumulation de squelettes en silice de radiolaires, des animaux planctoniques unicellulaires. Elles témoignent d'un océan de grande profondeur.
Dans la zone dauphinoise, près de Bourg d'Oisans, des blocs basculés (Taillefer, Belledonne, Rochail, les Grandes Rousses) et séparés par des failles normales sont recouverts de formations sédimentaires rappelant les dépôts anté-rift, syn-rift et post-rift des marges passives. Ce sont les vestiges de la naissance d'un océan.
La sédimentation caractéristique de la naissance d'un océan
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Vestiges de marges passives dans les Alpes
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Il y a −205 Ma (Trias), des sédiments (anté-rift) se déposent sur le socle : des micaschistes et des granites du Primaire. Les sédiments du Jurassique se déposent en même temps que le rift océanique se met en place : ce sont les sédiments syn-rift. Ils forment des grès, des marnes ou des calcaires. Ces sédiments contiennent des ammonites, des bélemnites, qui étaient des animaux vivant en pleine mer. Ce relief en création était donc sous-marin. Les sédiments datés de −140 Ma se déposent, l'épisode de rifting est terminé : ce sont les sédiments post-rift. Il y a formation de croûte océanique.
2. Une cause de la subduction
La lithosphère océanique est formée de croûte océanique (basaltes et gabbros, densité 2,9) et de manteau lithosphérique (péridotites, densité 3,3). La densité globale de la lithosphère océanique dépend des épaisseurs relatives de croûte et de manteau. La limite avec le manteau asthénosphérique est une limite physique qui définit le comportement plus ou moins ductile des péridotites : l'isotherme 1 300 °C. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, l'isotherme 1 300 °C s'enfonce et le manteau lithosphérique s'épaissit : la densité de la lithosphère océanique augmente au cours du temps.
Détail de la structure d'une lithosphère océanique
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Évolution de la lithosphère océanique au cours du temps
La masse volumique moyenne d'une lithosphère océanique de 100 km d'épaisseur (dont 5 km de croûte) s'écrit :
ρ moy = (5ρcroûte + 95ρmanteau lithosphérique)/100.
Avec ρcroûte océanique = 2,9.103 kg.m−3, ρmanteau lithosphérique = 3,3.103 kg.m−3.
Entre 30 et 50 Ma, la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère (densité 3,25) et peut plonger par subduction, si les conditions y sont favorables. Ceci explique qu'il n'existe pas de lithosphère océanique plus ancienne que 200 Ma.
Lors de la subduction, les basaltes et gabbros sont transformés en éclogites éclogites (roches métamorphiques de masse volumique ρ  = 3,3.103  kg.m −3) sous l'effet d'une augmentation de la pression, ce qui augmente la masse volumique de la lithosphère et renforce son enfoncement dans l'asthénosphère.
3. La collision
Lorsque l'océan séparant deux continents s'est refermé, une fois la croûte océanique entièrement subduite, les deux masses continentales s'affrontent. Entre eux subsiste la « suture » de matériaux océaniques. L'essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, mais la partie supérieure de la croûte s'épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.
La structure interne de la chaîne et l'épaississement de la croûte peuvent être étudiés par un profil Ecors (étude de la croûte continentale et océanique par réflexion et réfraction sismique). Un réflecteur sismique est une ligne observée sur un profil sismique, montrant des différences de propagation des ondes sismiques. Ces différences de vitesses permettent de mettre en évidence les charriages et les chevauchements. Les minéraux de la lithosphère océanique et des sédiments, portés à de plus hautes pressions et températures, se transforment à l'état solide : c'est le métamorphisme.
Carte des Alpes
Carte des Alpes
Le métamorphisme associé
On peut dater les événements métamorphiques et les placer dans un diagramme afin de tracer un trajet pression-température-temps et reconstituer une partie de l'histoire de la chaîne de montagnes.
Diagramme pression/ température montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques des métagabbros (d'après sujet Bac S 2005)
Zone turquoise caractérisée par la présence de glaucophane : domaines de schistes bleus.
Zone rouge caractérisée par la présence de grenat : domaine des éclogites.
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Le diagramme de stabilité des minéraux du métamorphisme est un graphique qui permet de visualiser dans quelles conditions de pression (donc de profondeur) et de température les minéraux peuvent exister. Les domaines de stabilité des différents assemblages de minéraux ont été déterminés expérimentalement en laboratoire, en les soumettant à des pressions et des températures croissantes. Le diagramme peut être découpé en faciès métamorphiques (schistes verts, schistes bleus, éclogites…) qui n'indiquent pas la nature de la roche, mais les conditions de pression et de température faisant apparaître des associations minérales caractéristiques.
Ainsi, les minéraux du métamorphisme observés dans une roche permettent de reconstituer les conditions auxquelles elle a été soumise au cours de l'histoire de la chaîne de montagnes.
Dans le domaine interne des Alpes, le métamorphisme a une intensité croissante de l'ouest vers l'est. La pression augmente avec la profondeur, la température également. Ainsi, des roches prélevées en Vanoise ont pu être soumises à une pression de 11 kbars, une température de 390 °C à une profondeur de 33 km, et des roches prélevées au mont Viso (zone de fort métamorphisme), une pression de 21 kbars, une température de 550 °C à une profondeur de 63 km.
Dans les zones de subduction, les roches soumises à la forte augmentation de pression et à un gradient de température d'une augmentation de 10 °C par kilomètre d'enfoncement se transforment : les basaltes et les gabbros deviennent des schistes bleus et des éclogites (métamorphisme de haute pression – basse température).
Le quartz soumis à des pressions supérieures à 30 kbars (90 km de profondeur) devient de la coésite, minéral trouvé dans le massif italien de Dora Maira. Ce sont des roches correspondant au socle primaire, soumises à de profondes transformations lors de la subduction de l'océan Alpin.
4. L'histoire des Alpes
Au début de l'ère secondaire, les sédiments du Trias se déposent horizontalement.
L'histoire des Alpes commence par la mise en place d'un fossé d'effondrement continental, prélude du futur océan Alpin. Une mer de faible profondeur s'engouffre. Au Jurassique, l'océanisation proprement dite est en marche : l'océan Alpin sépare l'Europe de l'Afrique. De la lithosphère océanique est créée vers −140 Ma au niveau d'une dorsale, l'océan est en expansion. Les marges de l'océan sont passives, des sédiments post-rift témoignant de l'arrêt du rifting se déposent. La datation paléontologique de roches contenant des fossiles marins, indique que l'ouverture océanique (accrétion) s'est déroulée du Jurassique (−170 Ma) au Crétacé supérieur (−70 Ma), avec une vitesse d'expansion de l'ordre de 1 cm/an.
Au Crétacé inférieur, l'océan Alpin a atteint sa taille maximale (1 000 km de largeur estimée). Au Crétacé supérieur, la fermeture de l'océan s'enclenche par subduction. Après disparition de l'océan, la marge continentale européenne est entraînée à son tour dans la subduction, puis la collision proprement dite débute aux alentours de −35 Ma. Un vestige de croûte océanique a échappé à la subduction, ce sont les ophiolites : les nappes ophiolitiques (Chenaillet) viennent reposer sur le domaine briançonnais de la marge européenne. La collision continentale entraîne un épaississement de la croûte important, qui se traduit par des reliefs et une racine crustale profonde. La subduction de l'océan Alpin est accompagnée de volcanisme associé (Stromboli, etc.).
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Exercice n°1Exercice n°2Exercice n°3Exercice n°4Exercice n°5
Ce qui est attendu…
  • Savoir repérer à différentes échelles, de l'échantillon macroscopique de roche à la lame mince, des minéraux témoignant de transformations liées à la subduction.
  • Savoir raisonner à l'aide de calculs simples sur le lien entre âge de la lithosphère, densité et subduction.
On peut observer des ophiolites dans les Alpes car :
Cochez la bonne réponse.
c'était un ancien domaine continental.
c'était un ancien domaine océanique.
les roches ont été modifiées par métamorphisme.
les roches ont subi des contraintes extensives.
Les ophiolites témoignent de la présence d'un ancien domaine océanique. Ces sont des fragments de lithosphère océanique qui ont été portés en altitude lors de la collision de deux lithosphères continentales.
La présence de métagabbros du faciès à schiste bleu dans les Alpes montre qu'il y a eu :
Cochez la bonne réponse.
volcanisme.
sédimentation.
subduction.
érosion.
Les métagabbros du faciès à schiste bleu montrent qu'il y a eu subduction de la lithosphère océanique, ce qui a entraîné des modifications métamorphiques des roches de cette lithosphère du fait des modifications de pression et de température liées à l'enfouissement.
La subduction océanique :
Cochez la (ou les) bonne(s) réponse(s).
correspond au plongement d'une lithosphère continentale sous une lithosphère océanique.
est liée à l'augmentation de la densité de la lithosphère océanique au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale.
est entretenue par le poids de la lithosphère plongeante.
La subduction océanique correspond au plongement d'une lithosphère océanique sous une lithosphère continentale. Elle est liée à l'augmentation de la densité de la lithosphère océanique au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, et elle est entretenue par le poids de la lithosphère plongeante car les roches de la croûte continentale ont une densité qui augmente au fur et à mesure de l'enfoncement.
Les roches métamorphiques des zones de subduction :
Cochez la bonne réponse.
se sont formées dans un contexte de basse pression / basse température.
sont, dans la lithosphère océanique plongeante, les métagabbros du faciès à éclogite à grenat obtenus par transformation des métagabbros du faciès à schiste vert, puis des métagabbros du faciès à schiste bleu.
sont uniquement des roches d'origine océanique.
subissent une déshydratation.
Les roches métamorphiques des zones de subduction se sont formées dans un contexte de haute pression / basse température. Au niveau de la lithosphère océanique plongeante, les métagabbros du faciès à schiste vert sont transformés en métagabbros du faciès à schiste bleu, qui, eux-mêmes, sont transformés en métagabbros du faciès à éclogite à grenat. Ces roches ont subi une déshydratation. On retrouve également des roches continentales portant les traces d'un métamorphisme.
La collision continentale :
Cochez la bonne réponse.
se caractérise par un amincissement de la croûte continentale.
est due à un mouvement de divergence.
s'accompagne de l'empilement de nappes de charriage dans la zone de contact entre deux plaques.
La collision continentale se caractérise par un épaississement de la croûte continentale par empilement de nappes de charriage dans la zone de contact entre deux plaques. Elle est due à un mouvement de convergence, et elle permet de ramener en surface des ophiolites et des traces d'anciennes marges passives.