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Un bon documentaire pour découvrir les alpes et comprendre les événements géobiologiques qui ont façonné leur morphologie, leur formation et leur érosion d’une manière générale.

 

Une ancienne vidéo mais très intéressante pour découvrir la chaîne de l’Himalaya et comprendre sa formation

Pb I Comment la tectonique des plaques explique t elle la formation des chaines de montagnes ?

I- la formation des chaines de montagnes

Rappel : Le scénario présente4 étapes principales :

1. une phase d’ouverture du rift continentale
2. une phase d’ouverture océanique avec formation de lithosphère océanique entre deux continents, c’est l’expansion océanique ;
3. une phase de fermeture de l’océan à la faveur d’une subduction océanique ;
4. une phase de collision entre deux continents entraînant :
   1. un épaississement de la croûte continentale
   2. la formation d’une racine crustale,
   3. Un métamorphisme et une fusion partielle des roches continentales profondes
   4. le charriage d’une portion de lithosphère océanique en altitude (ophiolites).

Les indices de l’histoire géologique possible pouvant être trouvés dans les Alpes sont :

1. la présence en altitude de portions de CO ayant constitué l’océan alpin ;
2. la présence d’ancienne marge continentale passive ;
3. la présence de roches métamorphiques avec des marqueurs de haute pression signant l’enfoncement en profondeur de la croûte océanique au cours de la subduction ;
4. un épaississement crustal sous la chaîne de montagnes.

Donc si Un océan (l’océan alpin) séparait les plaques européenne et africaine.

 Cet océan devait être bordé de deux marges continentales passives, une côté européen, l’autre côté africain.

Suite à un changement global des contraintes, l’océan se referme à la faveur d’une subduction océanique.

Une fois l’océan refermé, le continent africain et le continent européen entrent en collision, ce qui forme la chaîne actuelle des Alpes.

Pb II quels sont les indices de la présence des marges passives dans les chaines de montagnes

II a: les caractéristiques d’une marge passive TP  + p 170

Dans une marge passive actuelles ( ex Galice) on trouve :

• des sédiments en éventail :
  • les strates ont une épaisseur variable, plus grande près du toit de la faille puis cette épaisseur diminue.
  • des failles listriques : failles normales légèrement concave vers le haut
• Cela donne une disposition en  blocs basculés
  • Chaque bloc a une longueur moyen de 15 km,
  • Chaque bloc présente une importante épaisseur de sédiments.
  • Les plus récents recouvrent les anciens et ne sont pas affectés par les failles
  • ils basculent les uns par rapport aux autres suite à l’étirement de la zone selon l’inclinaison des plans de faille.

IIb- les indices de marges passives dans les alpes Tp poly  + p 171

• Dans les alpes on trouve actuellement :
• Les indices tectoniques 
  • de failles normales inclinées qui découpent la croûte
  • des blocs continentaux basculés.
• Les indices sédimentaires :
  • une importante épaisseur de sédiments au-dessus des blocs basculés
  • Ils ont été déposés au fur et à mesure de la subsidence.
• Ces indices témoignent de la présence d’une ancienne marge passive continentale

 

 

Pb III : Quelles sont les traces océaniques dans une chaine de montagne ?

III – Les indices de la présence d’un ancien océan dans les alpes    TP +  q1,2 et 3 p 168-169

Les roches qui constituent la lithosphère océanique sont, du haut vers le bas :

1. les sédiments océaniques,
2. les basaltes en pillow-lavas,
3. les filons verticaux de basalte,
4. les gabbros
5. les péridotites du manteau.

Or  on trouve au niveau du massif du Chenaillet,  Un complexe ophiolitique. 

C’est un ensemble formé par la succession de  basaltes-gabbros-péridotites, issu d’une portion de lithosphère océanique qui a été charrié sur le continent au cours d’une orogenèse (formation de la chaine de montagne).

La limite entre les gabbros et les péridotites est le Moho, c’est-à-dire la limite croûte-manteau.

L’observation de complexes ophiolitiques en altitude au niveau des Alpes indique l’existence d’un ancien océan.

 

Pb IV quels sont les indices pétrographiques et minéralogiques d’une ancienne subduction? TP

IV Les modifications des roches de la lithosphère océaniques au cours de la subduction

1- Les caractéristiques d’une zone de subduction : ( voir chap III)

a- une forte activité sismique dont les foyers sont répartis selon le plan de Wadati-Bénioff.

b- une forte activité volcanique ( arc volcanique)

c- un prisme d’accrétion sédimentaire

d- la tomographie sismique montre la plongée d’un matériel froid en profondeur et donc un abaissement des isothermes.

2- Les domaines de stabilité des minéraux

Le document 1

• Obs:
  • Les roches présentées ont la même composition chimique qu’un gabbro, roche typique de la croute océanique.
  • Elles contiennent un minéral que l’on trouve aussi dans un gabbro : le plagioclase + d’autres mnrx
• démarche :
• Dans une roche, les associations de minéraux sont stables dans un domaine précis de pression et de température, et donc de profondeur. Lorsque les conditions P/T changent, la roche subit des transformations minéralogiques. Dans les chaînes de montagnes, affleurent des roches océaniques ou continentales dont les minéraux portent les traces de transformations minéralogiques à plus ou moins grande profondeur, ce sont des roches métamorphiques. Les matériaux continentaux et océaniques montrent les traces d’une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction.
  • certaines associations minérales rencontrées dans les roches peuvent indiquer les conditions de pression et de température dans lesquelles se sont formées ces roches.
• Bilan:
• Les domaines de stabilité définis expérimentalement permettent de comprendre que seul, le phénomène de subduction peut expliquer les réactions du métamorphisme présentées.
• Ces roches métamorphiques peuvent donc provenir de la transformation de gabbros (protolithe),
• les autres minéraux qu’elles contiennent résultent de transformations métamorphiques successives des minéraux.
• Seul un phénomène de subduction océanique passé peut expliquer la formation de telles roches et leur présence actuelle dans les Alpes.
• Bordas

 

3- les roches métamorphiques caractéristiques d’une subduction :

• Les gabbros sont fréquents dans la zone interne des Alpes mais la plupart d’entre eux sont métamorphisés.
• Le refroidissement progressif et l’hydratation des roches du plancher océanique entraîne un métamorphisme hydrothermal.
• Il induit, d’abord la formation les minéraux hydratés (hornblende, chlorite, actinote : minéraux présentant des groupements hydroxyle OH) : faciès des métagabbros à hornblende et un faciès des schistes verts.
• Puis l’augmentation continue de profondeur et de pression liée à la subduction contribue à la mise en place d’un métamorphisme HP / BT qui aboutit à la formation de minéraux déshydratés (glaucophane des F. Schiste Bleus et Grenat des Eclogites).
• Ce métamorphisme expulse de l’eau dans le manteau lithosphérique de la plaque continentale et cette eau abaisse le solidus du manteau et entraîne sa fusion partielle.

1. Schistes verts( méta-gabbros à hornblende, chlorite et actinote)
   • Plagioclase + Clinopyroxène +eau  ==> Hornblende (amphibole verte)
   • Plag + Hornblende + eau ==>  chlorite + actinote (invisible ici )
2. Schistes bleus:
   • Albite+eau + chlorite ==> Amphibole (Glaucophane),
   • Cpx + Pl agioclase==>  jadéite
3.  L’éclogite: 
   • glaucophane ==>  Epidote
   • Albite ==> Pyroxène (Jadeite) +Quartz,
   • Albite + Glaucophane ==> Grenat + Pyroxène (Jadeite)

 

gabbro                        schiste vert                    schiste bleu                       éclogite

 

 

 

 

• Bilan

Les gabbros sont fréquents dans la zone interne des Alpes mais la plupart d’entre eux sont métamorphisés.

• Les métagabbros : schistes verts à chlorites ou méta-gabbros à hornblendeet actinote
• Les schistes bleus: glaucophane (au-delà de 15 km de prfd)
• L’éclogite: grenats + Jadéite ( pyrx vert) [au de la de 30 km de prfd]

 

3- Les traces d’un métamorphisme de subduction dans les alpes d’Ouest en Est :

• Les roches du chenaillet :
  • Des méta-gabbros à hornblende, chlorite et actinote au Chenaillet
• Les roches du Queyras et du mont Viso Le document 2
  • ce sont des métagabbros de type schiste bleu constitués de glaucophane, de pyroxènes et de plagioclases.
  • Ces minéraux indiquent que ces roches se sont formées = de 300 °C entre 15 et 30 km de profondeur.
• Les roches du massif de la Dora Maira
  • Les métagabbros de type éclogite contiennent des grenats associés à de la jadéite.
  • Cette association minérale est stable à des profondeurs élevées, supérieures à 40 km.
  • La coésite est une forme particulière de quartz (formée entre 3 et 4 GPa (100 à 120 km profondeur).
  • La présence d’un tel minéral dans des roches de la croûte continentale du massif de la Dora Maira signe un enfouissement important de la croûte continentale, qui a été entraînée par la subduction océanique.

 

Bilan :

• la répartition géographiques des métagabbros dans la zone interne des alpes est très précise:
• Un passage progressif d’ouest en est
• des schistes verts puis schistes bleus puis à des éclogites
• è l’intensité du métamorphisme est croissante d’ouest en est
• ainsi la T°et la P° ont été de +en+ importantes vers l’est
• La plaque alpine a plongé la plaque africaine

 

 

Pb V quel est  le moteur de la subduction?

V- le principal moteur de la subduction :TP  q 1, et 3 p175

documents Doc. 1 et 2 :

• La lithosphère océanique :
  • se refroidit :L’eau de mer participe dès sa formation au niv/dorsale
  • et s’épaissit aux dépens de l’asthénosphère sous-jacente
  • et voit sa densité augmenter peu à peu.
  • L’eau de mer participe dès sa formation au niveau de la dorsale.

Doc. 3 :

• densité d2 : 3,255
• densité d3 : 3,264
• densité d 4 : 3,282
• densité d 5: 3,285
• densité d6 : 3,187
• La plaque océanique devrait plonger à partir de 16 Ma car sa densité est déjà supérieure à celle de l’asthénosphère.
• Elle ne plonge pas car elle soutenue des deux côtés :
  • côté dorsale par la lithosphère plus jeune et donc moins dense,
  • côté continent par la lithosphère continentale peu dense.

Doc. 4 :

• densité d’un schiste bleu : 3,3 ;
• densité d’une éclogite : 3,5.

Les schistes bleus se forment au sein de la croûte océanique au cours de la subduction entre 15 et 30 km de profondeur, les éclogites encore plus profondément.

Ainsi, l’augmentation de densité des roches de la lithosphère océanique au fur et à mesure de l’enfoncement, entretient la subduction.

 

1. L’initiation de la subduction

• Au fur et à mesure de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidie et sa limite thermique de 1300°C s’abaisse ce qui entraîne son épaississement.
• Cet épaississement est lié à une épaisseur de plus en plus importante de manteau lithosphérique (de 24 km à 120 km) et non de la croûte océanique dont l’épaisseur reste constante (6 km).
• Or la limite entre lithosphère et asthénosphère est uniquement physique (comportement différent lié à la température)
• Donc le manteau lithosphérique s’épaissit au dépend de l’asthénosphère. Cet apport important de matériaux froid de densité 3.3 et dont la proportion augmente par rapport à la croûte au fur et à mesure de son éloignement à la dorsale (l’épaisseur de la croûte ne changeant pas) conduit à une densité moyenne (globale) de la lithosphère (CO + manteau lithosphérique) qui augmente et passe de 3.1 au niveau de la dorsale à une densité de 3.25 pour une lithosphère de 40 Ma.

2. Une subduction entretenue

• Au cours de la subduction, les roches de la croûte océanique se transforment en éclogite dont la densité est de 3.4.
• Cela augmente encore plus la densité de la lithosphère plongeante : la traction exercée par la lithosphère océanique plongeante a un rôle moteur dans dynamique des plaques.

Bilan

 

• En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit.
• En surface, son âge n’excède pas 200 Ma.
• L’augmentation de sa densité ( LO avec ML(d=3.3) + CO (d=2.9)) au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère.
• L’équilibre isostatique est rompu et, avec un certain retard, la lithosphère entre en subduction.
• Au bout de 30 Ma, la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à l’asthénosphère : sa subduction devient possible théoriquement.
• Cependant, l’asthénosphère est solide et exerce une grande résistance mécanique à l’enfoncement, ce qui retarde la subduction de la lithosphère océanique qui n’est possible qu’au bout de 150 Ma à 180 Ma.
• La différence de densité entre l’asthénosphère et la lithosphère océanique âgée est la principale cause de la subduction.