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Vidéo : La dynamique des zones de convergence : études de cas, les Alpes

Sommaire
jouerLes Alpes
jouerLes traces de l'ancien océan
jouerPreuves de l'océanisation complète
jouerBlocs diagrammes
jouerPreuves de la subduction
jouerDétermination du sens de la subduction
jouerEtude du quartz de la Dora Maira
jouerTraces de la collision Italie-Europe
jouerHistoire globale des Alpes
jouerHistoire des Alpes en coupe
jouerLa formation des Alpes en blocs diagrammes

Les traces d’un ancien domaine océanique

Propriété

Il y a création de plancher océanique ou accrétion au niveau des dorsales. Le magma de composition basaltique provient de la fusion partielle des péridotites du manteau supérieur. Ces magmas migrent vers la surface puis en se refroidissant plus ou moins rapidement, donnent naissance à des roches différentes toujours disposées de la même façon.

On peut observer des structures de plancher océanique sur le croûte continentale.

Exemple

Dans la zone interne de l’arc alpin il existe des formations rocheuses à l’aspect de peau de serpent, auxquelles les géologue ont donné le nom d’ophiolite (ophis=serpent) et constituées par la superposition de ces trois types de roches du haut vers le bas :

  • Basaltes en coussin ou pillow-lava, très caractéristiques d'un magmatisme sous marin

  • Basaltes en filons ou dykes

  • 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 particulier à l’origine du nom de serpentinite donné à ces roches.

Ces roches sont les vestiges de l’ancien plancher de l’océan alpin dont les lambeaux ont été portés en altitude lors de la collision continentale.

Séquence ophiolitique.

Ofiolite sequence EN.svg, auteur : Ofioliti.svg: Fradeve11, derivative work: Woudloper (d), via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0-migrated

Séquence ophiolitique. Ofiolite sequence EN.svg, auteur : Ofioliti.svg: Fradeve11, derivative work: Woudloper (d), via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0-migrated

Les traces d’une marge continentale passive

Définition

Une marge passive n’est pas le siège d’une sismicité et d’un volcanisme important à l’inverse d’une marge active type Pérou, Chili, Antilles, Japon…Elle se forme lors de la déchirure d’un continent par une dorsale naissante.

La croûte continentale est étirée, ce qui aboutit à la mise en place d’un rift continental : des failles normales encadrent un fossé central dit d’effondrement. Une invasion marine submerge le fossé et du plancher océanique commence à se former : un bassin océanique étroit (type Mer Rouge) s’installe. La mer étroite s’élargit devenant un océan. La bordure européenne occidentale actuelle est le vestige d’une des deux « lèvres » du rift continental qui a donné naissance à l’Océan Atlantique.

Rift continental.

Northern Cordilleran Volcanic Province rift.jpg, Own work Author Black Tusk via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0

Rift continental. Northern Cordilleran Volcanic Province rift.jpg, Own work Author Black Tusk via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0

Définition

Les failles normales légèrement concaves vers le haut, dites failles listriques, délimitent des blocs de croûte d’une largeur moyenne de 1515 km, qui basculent les uns par rapport aux autres suite à l’étirement de la zone : on parle de « blocs basculés ».

Propriété

Ces blocs de croûte fracturés sont recouverts de sédiments :

  • Certains, les plus anciens, sont basculés avec les blocs qu’ils surmontent et ont une structure caractéristique en éventail

  • Les plus récents, recouvrent l’ensemble et ne sont ni basculés ni affectés par les failles.

Étapes de la mise en place des sédiments en éventail.  ©RS.2017

Étapes de la mise en place des sédiments en éventail. ©RS.2017

Ainsi l’âge des sédiments en éventail nous permet de connaître l’âge de l’ouverture océanique.

Exemple

Ces blocs basculés ont donné naissance à une série de bassins sédimentaires repérables dans la région de Bourg Oisans à proximité de Grenoble : les sédiments marins du Jurassique inférieur sont très irréguliers.

  • Par endroits l’épaisseur des strates peut atteindre plusieurs centaines de mètres (elles sont souvent alors formées de couches épaisses de marnes à ammonites)

  • Quelques km plus loin l’épaisseur de ces mêmes strates n’ont plus que de quelques dizaines de mètres (elles sont alors riches en matériaux détritiques)

Les traces de la collision

Le terme ultime de la subduction est la collision des deux masses continentales qui bordaient l’océan disparu. Au début de la collision, les matériaux continentaux ne peuvent être entraînés dans la subduction car leur densité est plus faible que celle du manteau asthénosphérique dans laquelle la plaque plongeante s’enfonce. La lithosphère continentale est alors contrainte de s’adapter à la compression tectonique

  • 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 fracturent en faille 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. Il y a un raccourcissement et un épaississement de la lithosphère continentale (avec indices tectoniques de types plis, failles inverses, chevauchements). L’autre conséquence de cette collision est la remontée de certains matériaux vers la surface et en altitude (métagabbros, ophiolites...).

Remarque

Sous la chaîne de montagne la profondeur du MOHO peut atteindre plus de 5050 km. (C’est la racine crustale).

Les données récentes de la tomographie sismique, en particulier sous l’Himalaya, montrent que, malgré sa faible densité, et contrairement à ce que pensaient les géologues jusqu’à une époque récente, la CC peut s’enfoncer profondément dans le manteau (Sous l’Himalaya, la plaque continentale indienne s’enfonce à la verticale sur près de 10001000 km de profondeur) : c’est ce que l’on appelle la subduction continentale.

Lorsque toute la lithosphère océanique a été subduite (= domaine océanique disparu), une partie de la lithosphère continentale constituant la marge passive peut elle aussi disparaître par subduction, entraînée, tractée par la lithosphère océanique plongeante (comme en témoignent les découvertes sur le terrain de morceaux de lithosphère continentale métamorphisés).

Exemple

Le Massif Dora Maira dans les Alpes avec du quartz métamorphisé appelé “coésite”.

En revanche, la partie supérieure de la croûte continentale peut échapper à la subduction créant des écailles, appelées « nappes » qui s’empilent dans la zone de contact entre les 22 plaques.

Définition

Cet affrontement des 22 lithosphères continentales (des 2 marges passives) est appelé collision et a pour conséquence un raccourcissement et un épaississement de la croûte (avec indices tectoniques de types plis, failles inverses, chevauchements).

L’autre conséquence de cette collision est la remontée de certains matériaux vers la surface et en altitude (métagabbros, ophiolites...)

Exemple

Si on reprend l'histoire des Alpes :

A -245245 Ma, tous les continents sont réunis en un seul, la Pangée. Preuve en est : la présence dans les Alpes de sédiments antérifts du Trias ( déposés avant le rift).

A -180180 Ma, au Jurassique, la remontée de l’Asthénosphère cause un début d’extension : apparaissent alors des failles normales et des blocs basculés, il y a naissance de l’Océan Alpin dans lequel se dépose des sédiments synrifts du Jurassique moyen ( déposés pendant la mise en place du rift) .

A -140140 Ma, l’océanisation est complète car il apparaît de la croûte océanique. Se déposent alors les sédiments postrifts datant du Jurassique supérieur et du Crétacé.

A -8080 Ma, l’Afrique, repoussée vers l’Europe de par la naissance de l’océan Atlantique, cause la compression. Ceci est à l’origine de la subduction de la croûte océanique sous la plaque africaine.

Depuis -3030 Ma, la subduction a fait place à une collision.

lumix

De cette collision il y a différents marqueurs :

  • Le relief et la racine crustale

  • Des plis, des failles et des nappes de charriage

Il subsiste tout de même des marqueurs océaniques :

  • Différentes ophiolites

  • Des blocs basculés

  • Des sédiments de type marin

Aujourd’hui on peut observer sur la planète différents stades des étapes de la formation d’une chaine de montagne :

Cycle Orogénique.

Cycle orogénique.png, Travail personnel Auteur	Saphon via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0

Cycle Orogénique. Cycle orogénique.png, Travail personnel Auteur Saphon via wikimédia commons, CC-BY-SA-3.0

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Commentaires

rayan1

0
il y a 3 ans
احااااااااااااااااا
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