Chapitre 3 : De la formation des chaînes de montagnes à leur disparition. COURS

Chapitre 3 : De la formation des chaînes de montagnes à leur disparition.

 Introduction :

Quand deux plaques lithosphériques convergent, elles rentrent d’abord en subduction. La lithosphère océanique est subduite, ce qui s’accompagne d’une création de relief. Si la fermeture de l’océan est totale, deux lithosphères continentales entrent alors en collision, ce qui est à l’origine de la création de chaînes de montagnes. L’Himalaya et les Alpes sont deux exemples célèbres de cette collision.

Problème : Comment  peut-on retracer l’histoire d’une chaîne de montagne ?

Activité : Une excursion dans les Alpes…

Méthodes : Toutes les méthodes vues précédemment en géologie + revoir google earth

1ère partie : Formation des chaînes de montagnes

La formation d’une chaine de montagne s’inscrit dans une histoire globale de la dynamique terrestre. Ce n’est qu’une partie de cette histoire, et c’est d’ailleurs presque l’histoire finale si on s’arrête aux contraintes tectoniques. Cela signifie que si on replace cette formation de chaîne de montagnes dans un contexte plus large on trouve la formation d’un océan, sa subduction et enfin l’emboutissement de deux continents. Ce dernier événement fait ressortir des profondeurs d’éventuelles traces passées de l’histoire totale. C’est pourquoi on retrouve fréquemment des témoins d’autres événements géologiques. 

 I- Les témoins d’une ancienne marge passive ou de l’ouverture d’un Océan

A- les caractéristiques des marges passives

Une marge passive présente les caractéristiques suivantes : 

Zone de transition entre une masse continentale et la croûte océanique, qui se crée au sein de la même plaque lithosphérique.

-Elle ne présente pas d’activité sismique et volcanique. 

-Elle est Induite par des contraintes de divergence « lointaines » et présente des blocs basculés, limités par des failles normales ou listriques (failles normales s’incurvant en profondeur).

-Issue d’une phase de rifting qui a aboutit à la rupture lithosphérique et l’accrétion océanique  formation de 2 marges continentales passives dites marges conjuguées.

-Lieu où la croûte continentale s’amincie (30 -> 0 km)

-Lieu où les sédiments transitent du continent à la plaine abyssale.

Coupe synthétique d’une marge passive : 

  B- Comment se forme une marge passive

L’histoire d’une marge passive commence par des failles normales qui permettent par extension d’avoir des blocs basculés : c’est le rifting actif qui permet la mise en place d’un océan. Cette histoire peut se recréer grâce à la succession des dépôts sédimentaires qui viennent par dessus, ce qui forme une séquence. La séquence sédimentaire est généralement subdivisée en trois catégories suivant leur dépôt au cours de l’ouverture de l’Océan :

-Les sédiments prérifts (antérifts): dépôts se déposant avant toute déformation liée au rifting. Tout comme le socle, ils sont faillés et basculés durant la phase de rifting.

Les sédiments synrifts : dépôts formés au cours du rifting, pendant l’activité tectonique d’extension. Forment des éventails sédimentaires au pied de la faille bordière.

Les sédiments postrifts : premiers sédiments à se déposer sur la croûte océanique. Ils recouvrent la marge, en lissant la topographie. 

Histoire de l’ouverture d’un océan

C- Des indices de marge passive dans les Alpes ou dans l’Himalaya

Les marges passives gardent en mémoire la disposition relative des sédiments qui recouvrent la croûte continentale et donc les premiers stades de l’océanisation.

Dans les Alpes des paléomarges  ont été préservées des effets de la collision comme par exemple à l’Est de Grenoble.

Exemple : coupe schématique de blocs basculés à l’est de Grenoble – Massif de Taillefer –

II- Les témoins d’une ancienne lithosphère océanique

  A- La signature de la lithosphère océanique

Les ophiolites sont un ensemble de roches appartenant à une portion de lithosphère océanique. Elles sont constituées par la séquence pétrologique suivante : basaltes /  gabbros / péridotites.

exemple d’un gisement ophiolitique :

Si cette lithosphère est hydratée par hydrothermalisme les basaltes deviennent des métabasaltes, les gabbros, des métagabbros et les péridotites des serpentinites.

B- De la lithosphère océanique dans les chaînes de montagnes

Le massif du Chenaillet, près de Briançon comporte des roches caractéristiques d’une lithosphère océanique hydratée.

Ces ophiolites sont les vestiges d’une ancienne lithosphère océanique ayant subi un métamorphisme hydrothermal. Elles n’ont pas subi de subduction.

Ce massif ophiolitique est composé des roches suivantes :

Basaltes en coussins, métagabbro et  Serpentinite

Le massif du Chenaillet et dessin d’interprétation : 

d’après http://lewebpedagogique.com/

Elles ont été mises en place pendant l’extension océanique de l’océan alpin (Océan appelé Téthys) qui a précédé la collision.

Vue de la Téthys au crétacé :

 

 C- Des témoins de la sédimentation océanique

De la même façon que nous trouvons des ophiolites, il est possible de retrouver d’abondantes traces de roches sédimentaires océaniques. Elles permettent de repérer la profondeur de la Téthys. Ainsi, les roches sédimentaires affleurant à l’ouest de la chaîne alpine se sont déposées pendant l’expansion océanique. Elles permettent de dater la phase d’expansion qui a duré du Trias au Crétacé.

Par exemple, des ripple marks ou des crackle marks présentent la limite d’un rivage (faible tranche d’eau marine).

Il en va de même pour des  évaporites (Exemple : Gypse servant à la fabrication du plâtre) qui montrent la présence d’un ancien marais salant.

Les différents fossiles retrouvés (ammonites) et les différents types de roches sédimentaires rencontrées (comme les radiolarites) témoignent de l’océanisation importante et de la profondeur croissante de cet océan alpin.

III- Les témoins d’une ancienne fermeture d’océan

La présence de schistes bleus à glaucophane et d’éclogites à grenat associés aux ophiolites, au centre du massif alpin dans le Queyras ou au mont Viso, sont des marqueurs d’un métamorphisme de haute pression/basse température que l’on rencontre dans des conditions de subduction

<– Métagabbro à Actinote et Glaucophane, d’après académie de poitiers

Le glaucophane et le grenat sont des minéraux caractéristiques de conditions de pression de plus en plus élevée. Ceci témoigne donc d’un enfouissement de la lithosphère océanique au cours duquel des témoins minéralogiques apparaissent dans un ordre précis : le glaucophane en premier (C’est ce qu’on observe au Mont Queyras), puis la jadéite et enfin le grenat (observés au mont Viso).

Ces roches récoltées au niveau de ces 2 massifs alpins permettent de montrer que la Téthys a disparu par subduction.

IV- La collision continentale : étape ultime de la convergence

A- les témoins de la collision en surface

Il suffit de traverser la chaîne alpine pour trouver de tels marqueurs.

Tout d’abord, le relief : la chaîne de montagnes est caractéristique d’une collision entre deux lithosphère continentales. 

On observe aussi des marqueurs au niveau tectonique : la présence de nombreux plis dus à la collision, la présence de failles inverses, de chevauchements et de nappes de charriage sont caractéristiques des zones de convergence.

La présence d’ophiolites en surface est une preuve également de cette phase compressive. Cela montre des lambeaux de lithosphère océanique ramenés en surface soit par obduction (C’est le chevauchement d’un morceau de lithosphère océanique sur une lithosphère continentale : Massif du Chenaillet), soit par collision en faisant remonter des morceaux de lithosphère océanique ayant été subductés (Monts Queyras et Viso).

B- Les témoins de la collision en profondeur

1- Données sismiques : 

Les profils sismiques montrent clairement un écaillage crustal conduisant à un épaississement important de la croûte continentale avec une racine crustale profonde.

Les données récentes de tomographie montrent que la  lithosphère continentale peut s’enfoncer profondément dans le manteau (ex de l’Himalaya) : On parle de subduction continentale.

2- Données Minéralogiques : 

On trouve différents marqueurs montrant une collision avec des modifications de plus en plus profondes.

Comme étudiés dans le chapitre 1 (Caractéristiques du domaine continental) les roches sont soumises soit en en s’enfouissant soit au contact d’une remontée diapirique à un métamorphisme de moyenne pression et haute température soit de basse pression et haute température. On obtient alors des gneiss dont la composition peut varier.

Gneiss (d’après http://www.geologie-montblanc.fr)

Toutefois si l’enfouissement est plus profond, la roche peut franchir la limite de l’anatexie et donnera une recristallisation des minéraux blancs à l’origine des migmatites. On distingue alors des leucosomes (zones blanches recristallisées et des mélanosomes (bancs noirs ) correspondants à la partie résiduelle n’ayant pas fondue.

Migmatite (d’après http://www.geologie-montblanc.fr)

Enfin en s’enfonçant encore plus, et en étant dans un métamorphisme haute pression et haute température (soit à des profondeurs dépassant les 100 km, le quartz peut se métamorphiser en coésite, minéral observé dans le massif de Dora Maira. C’est ce qui permet aussi de conclure à une subduction continentale, car pour obtenir de la coésite il faut aller au delà des 100km de profondeur.

Inclusions de coésite et de quartz dans un grenat pyrope de Dora Maira  (d’après http://www.cnrs.fr)

conclusion intermédiaire : 


On retrouve à différents endroits de la chaîne alpine des marqueurs témoignant de l’expansion dans le passé d’un ancien océan alpin, des marqueurs montrant que celui-ci a disparu par subduction et des marqueurs montrant que le raccourcissement a continué jusqu’à la collision entre deux blocs continentaux (le bloc africain et le bloc européen).

Cette histoire se retrouve dans la naissance de l’Himalaya avec l’Inde qui emboutit l’Asie.

La différence entre les Alpes et l’Himalaya se situe entre autre dans l’activité tectonique, car si l’Himalaya continue de croître, il semblerait que ce ne soit plus tout à fait le cas des Alpes. Que se passe-t-il alors quand les chaines de montagnes cessent de croître ?

d’après http://planet-terre.ens-lyon.fr

2ème partie : Disparition des chaînes de montagnes

Introduction : 

Une chaîne de montagnes grandit, s’élargit, et évolue pendant plusieurs dizaines de millions d’années. Elle disparait aussi assez rapidement, grâce en partie à l’érosion. Mais, contrairement à ce que l’on pense généralement, l’érosion n’est pas seule à l’origine de la disparition des reliefs. Étirées en profondeur, les chaines de montagnes s’allongent et s’affaissent. Ce processus tectonique additionné de l’érosion sont d’une efficacité redoutable  car la chaîne de montagnes est ramenée inexorablement au rang de simples plaines.

Problème : Comment s’effacent les reliefs ?

I- Comparaison entre massifs anciens et massifs récents

Les alpes montrent un exemple d’orogenèse récent : sa formation a débuté il y a quelques dizaines de millions d’années (entre 30 et 40 Ma). A contrario, le massif central appartenant à la chaîne hercynienne, constitue un massif ancien : sa formation a débuté il y a plusieurs centaines de millions d’années.

Une chaine de montagne récente se caractérise par des hauts reliefs et par une racine crustale profonde. En surface, des roches sédimentaires côtoient des roches formées ou transformées en profondeur.

Au fur et à mesure des temps géologiques, les montagnes s’érodent, nécessitant un réajustement isostasique et provoquant une remontée de la racine crustale. Les roches formées ou transformées en profondeur se retrouvent à l’affleurement. Les massifs anciens ont un relief et une racine crustale réduits et montrent une forte proportion de roches plutoniques et métamorphiques à l’affleurement.

Exemple d’un extrait de la carte de Bretagne : On voit très nettement une proportion de roches intrusives très importante, ce qui correspond aux roches plutoniques et métamorphiques. Ainsi, la Bretagne était une ancienne chaîne de montagnes, qu’on appelait le Massif Armoricain.

Exemple du massif central (d’après l’université de Limoges):
Prenons l’exemple du Massif central, dont le relief reste moyen. Les granites que l’on rencontre dans tout le Massif central (massifs de Guéret, du Velay, du Tarn etc.) sont le résultat de la cristallisation de magmas acide, c’est à dire riches en silice (forte concentration en quartz). Ils ont refroidi lentement à 10 ou 20 km de profondeur. On peut dire simplement que ces magmas granitiques se sont formés par fusion (partielle) de la base de la croûte continentale : il s’agit d’anatexie.
Or, il y a 300 millions d’années, l’empilement de la chaine contribue à épaissir encore la croûte continentale qui de 30 km en régime normal (les bords du dessin) passe à 60 km (au centre). Les mouvements tectoniques deviennent verticaux et la chaîne de montagnes s’élève, les granites se mettent en place en profondeur.
Puis l’érosion compense au fur et à mesure les mouvements verticaux.
Enfin, la surrection s’arrête lorsque la croûte continentale tend à retrouver son épaisseur « normale » de 30 km environ.

Comparaison entre les Alpes et le massif central :

II- Dégradation des reliefs et devenir des produits d’érosion

A- Aplanissement des reliefs

Les processus d’érosion sont d’autant plus actifs que les reliefs sont importants.

 Il y a deux paramètres antagonistes à considérer: l’érosion qui abaisse la chaîne et le rééquilibrage isostatique qui la soulève.

B- Altération des roches

Les roches qui sont à l’affleurement sont soumises aux conditions climatiques. Elles sont donc soumises aux dégradations qui sont : 

    • Physiques ou mécaniques (fractionnement de la roche) Ex : action du gel, de la gravité, du vent,…Si la roche est fractionnée, en revanche, les minéraux sont encore tous présents.
    • Chimiques : par l’action de l’eau (hydrolyse des roches).  Certains minéraux peuvent se dissoudre. Ainsi, l’hydrolyse d’un granite donnera des particules argileuses par les feldspaths et les micas, tandis que les quartz plus durs formeront des grains de sables.
    • Biotiques : La présence de la biosphère amplifie littéralement les effets mécaniques et chimiques de la dégradation des roches (exemple : installation de la végétation).

L’enlèvement des matériaux ou érosion dépend de la pesanteur et de la vitesse des courants qui les transportent. 

C- Devenir des produits d’altération

1) Transport des particules d’érosions

Les produits issus du démantèlement sont des débris solides (sédiments) et ions dissous. Ils sont transportés par le réseau hydrographique et déposés dans les bassins sédimentaires continentaux ou océaniques  en fonction de leur taille et de la vitesse des courants.

http://medias.hachette-livre.fr/media/contenuNumerique/036/674194640.SWF

Le diagramme de Hjulström (ci-après) permet d’envisager l’attitude des différentes particules en fonction de la vitesse du courant. Il permet de déterminer la vitesse minimale que doit avoir un courant pour éroder et transporter des particules de granulométrie donnée. La sédimentation des particules à lieu lorsque la vitesse du courant diminue en dessous de la vitesse limite nécessaire à leur transport.


 Le diagramme de Hjulström (d’après svt.ac-dijon.fr)

 Le diagramme de Hjulström permet de relier la vitesse d’un courant à son action sur des matériaux de granulométrie variée. Le fond d’un chenal est tapissé de particules dont les diamètres sont connus et on observe leur comportement lorsque la vitesse du courant varie.

Un exemple appliqué à des particules de 0,1mm  peut servir d’exemple :

  • en A: la vitesse de l’eau est élevée. Le courant va séparer les particules et les transporter vers l’aval du chenal. Chemin faisant, ces dernières vont éroder les berges du chenal ainsi que le fond du cours d’eau.
  • en B : la vitesse est plus faible. L’eau transporte des particules si ces dernières sont dissociées, par contre, elle ne pourra pas les arracher du fond du chenal où la cohésion des particules est suffisamment importante.
  • en C : la vitesse  très faible du courant fait que les particules qui arrivent dans le chenal se déposent sur place.

2) Dépot des particules d’érosions

Après dépôt des particules, les sédiments s’accumulent puis se consolident : les roches sédimentaires détritiques se forment. Les ions dissous peuvent précipiter pour former d’autres types de roches sédimentaires comme les calcaires. Ces processus impliqués dans la disparition des reliefs débutent dès la formation de la chaîne.

III- Intervention d’une tectonique en extension

Un mécanisme plus puissant que l’altération des roches agit sur la disparition des chaîne de montagnes : c’est l’extension.

 Les indices : 

    • ‣Dans les zones internes des chaînes de montagnes, on observe des séismes peu profonds dont le mécanisme au foyer indique qu’ils sont dus à des failles normales, donc à des mouvements d’extension
    • ‣Les données GPS montrent aussi des déplacements opposés caractérisant des mouvements d’extension et précisent même un effondrement.

Lorsque les mouvements de convergence et la poussée d’Archimède ne sont plus suffisants pour soutenir les reliefs, la croûte s’étire et s’amincit. En surface, plus froide et plus fragile, la croûte se casse ; plus en profondeur, ramollie par des phénomènes thermiques, elle est plus plastique et s’amincit sans rupture, ce qui contribue à la disparition des reliefs.

CONCLUSION :

Le recyclage de la lithosphère continentale a lieu pour l’essentiel au sein même de cette lithosphère où, lors des cycles orogéniques successifs, les roches sont transformées par des processus sédimentaires, tectoniques, métamorphiques et magmatiques.

Seule une très faible proportion de lithosphère continentale est recyclée en profondeur dans le manteau sous-jacent, ce qui explique pourquoi elle a conservé les roches les plus anciennes de la Terre. Ce n’est pas le cas de la lithosphère océanique, dont la quasi-totalité disparaît dans le manteau sous-jacent au niveau des zones de subduction.