Pb : comment expliquer les variations d’épaisseurs de la croûte continentale à l’origine des reliefs ?

Autre hypothèse pour expliquer les différences d’altitude = phénomènes tectoniques permettant

raccourcissement, empilement et épaississement d’anciens matériaux crustaux et/ou phénomènes

magmatiques permettant la création de nouveaux matériaux s’accumulant et épaississant la croûte au

niveau des frontières de plaques.

D’après la carte des chaînes de montagne, ces zones de création de reliefs = zones de de collision et

zones de subduction (marges actives). Nécessité de trouver des indices donnant les mécanismes de

création de reliefs dans ces zones.

Leçon 2 : Création de reliefs continentaux au niveau des zones de convergence de plaques

I – Indices révélant les mécanismes de création de reliefs dans les zones de collision continentale

= collision entre 2 plaques ou lithosphères continentales

La collision continentale engendre une topographie particulière avec des reliefs élevés (exp : Mont Blanc = 4810 m)

Le relief des Alpes

Le Mont Blanc (4810m) La Dent Blanche

(4357m)

A - Indices tectoniques, des exemples au sein des Alpes

= déformations des roches à différentes échelles

Compression /

convergence PLI

=

Défomation continue

Schémas d’interprétation

Strates plissées

3

2

1 1

2

FAILLE INVERSE

=

Déformation discontinue

Compression /

convergence

Plan de faille

Remontée du

compartiment situé

au dessus du plan de

faille

strates

Raccourcissement

épaississement

Raccourcissement empilement épaississement

Superposition

anormale

Chevauchement ou charriage

Superposition

normale

Raccourcissement

empilement

épaississement

Compression

convergence

La zone de Glaris dans les Alpes Suisses : un autre exemple de chevauchement et de nappes de charriaages.

Sud-est Nord-ouest

Terrains anciens Permien (260Ma)

Terrains + récents Crétacé - Tertiaire (60Ma)

Une superposition anormale de terrains géologiques

Interprétation : des nappes de charriages

et des (surfaces de) chevauchements

(Surface de) chevauchement

Nappe de charriage

Nappe de charriage

Substratum

Substratum

Plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriages sont des marqueurs tectoniques du raccourcissement, de l’empilement et donc de l’épaississement de la croûte continentale engendré par la collision à l’origine des reliefs.

Des roches anormalement superposées actuellement peuvent provenir de régions très éloignées (par charriage ou chevauchement sur plusieurs 10 km). A plus grande échelle :

La collision entraîne la rupture et le découpage de la lithosphère continentale en écailles qui s’empilent les unes sur les autres (à cause la convergence). Les chaînes de collision sont des lieux de raccourcissement, d’empilement et donc d’épaississement de la croûte et de la lithosphère continentale. Cet épaississement se traduit en surface par des reliefs élevés et en profondeur par une racine crustale : la profondeur du Moho atteint jusque 70 km de profondeur (isostasie) NB : tant que la convergence se poursuit, le raccourcissement horizontal est compensé par l’épaississement de la croûte.

Quelques indices pétrographiques en surface de l’épaississement = roches métamorphiques (cf. échantillons de plis avec schistosité naissante) formées en profondeur par augmentation de pression et de température. Mais l’essentiel des autres indices se trouvent en profondeur, nécessité du jeu de l’érosion pour les mettre en évidence : cas des massifs anciens.

B – Indices tectoniques et pétrographiques au sein d’un massif ancien AP3 : But fixé par les professeurs avant la sortie :

« Repérez, à différentes échelles, des indices tectoniques et pétrographiques du raccourcissement et de l’épaississement de la croûte continentale lors de la formation de la chaîne cadomienne, il y a environ 600 millions d’années. Un scénario de l’histoire de la chaîne est attendu.

On retrouve failles inverses et plis affectent les formations métamorphiques des massifs anciens. Ces indices tectoniques témoignent du processus d’épaississement de la croûte continentale par raccourcissement et empilement au cours de la collision.

Sous l’effet de l’augmentation de pression et de température, les roches sédimentaires (et magmatiques) se transforment à l’état solide en roches métamorphiques, micaschistes et gneiss. Un débit en feuillets = schistosité apparaît au sein duquel cristallisent de nouveaux minéraux stables dans les nouvelles conditions de pression et de température. Les minéraux ne sont stables que dans certaines conditions de pression et de température (champ de stabilité d’un minéral).

Si pression et/ou température changent (à cause de l’enfouissement des roches au cours de la collision par exemple), les minéraux se déstabilisent et se transforment en nouveaux minéraux stables dans ces nouvelles conditions de pression et de température. Ces minéraux néoformés = minéraux repères. On peut les placer dans un diagramme pression-température à partir de la connaissance de leur domaine de stabilité. Ils donnent les conditions de pression et de température de la formation de la roche et révèlent ainsi son degré d’enfouissement.

Lorsque pression et température permettent d’atteindre le solidus du granite, les roches métamorphiques commencent à fondre, un liquide magmatique se forme, il sera à l’origine de granite : on parle d’anatexie. L’association de veines de roches granitiques au sein des gneiss constitue des migmatites.

Gneiss G2 à sillimanite, microscope polarisant, lumière polarisée et analysée,

objectif X4

Lits de minéraux =

schistosité

Roche

métamorphique

P et T°C Lit de Sillimanite =

minéral moyenne

pression et haute

température

enfouissement

Lit de quartz et

feldspaths

L’épaississement de la croûte continentale résulte de processus de raccourcissement et d’ empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes) et des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle) dans les chaînes de montagnes de collision. Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l’histoire de la chaîne. Erosion et isostasie permettent à ces roches d’affleurer et de témoigner de l’enfouissement qu’elles ont subis au cours de la collision.

Indices de la collision continentale

FP = Fusion partielle

Roches

sédimentaires

continentales –

océaniques ;

roches

magmatiques

COLLISION

CONVERGENCE

Indices

tectoniques

RACCOURCISSEMENT

EMPILEMENT

EPAISSISSEMENT

P, T

METAMORPHISME

CROISSANT

Roche originelle

Micaschistes, gneiss

Migmatites

Granite d’anatexie

Plis, failles inverses,

chevauchements et

nappes de charriage

Indices

pétrographique

s FP

II – Indices révélant les mécanismes de création de reliefs dans les zones de subduction océanique

= subduction ou plongée d’une lithosphère océanique dans l’asthénosphère, sous une autre

lithosphère continentale ou océanique

Les zones de subduction sont des limites de plaques et des zones de convergence lithosphérique (GPS…) Une zone de subduction se caractérise par

Des reliefs particuliers (positifs + et négatifs -) :

Pérou

Japon

Plaine abyssale

F o s s e

Chaîne de montagne et arc magmatique

Arc insulaire et arc magmatique

F o s s e

Plaine abyssale

Bassin d’arrière arc

Continent

Continent

La Cordillère des Andes

- fosse océanique (-) (-10915m Mariannes) - chaîne de montagnes (+) : convergence océan- continent (Andes) ou - arc insulaire (+) (= alignement d’îles) : convergence océan - océan ; avec dans les 2 cas un arc magmatique ou volcanique (alignement de volcans) (- bassin d’arrière arc derrière l’arc insulaire (-)- prisme d’accrétion (+) éventuellement)

Une activité sismique importante : les hypocentres des séismes sont de + en+ profonds quand on s’éloigne de la fosse. Le tracé de leur plongée forme le plan de Wadati-Bénioff, marqueur de la plongée de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère. Une activité magmatique intense, et caractéristique : des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives.

Zone de subduction = marge active = bordure continentale d’un océan marquée par une activité sismique et volcanique associée. La convergence se traduit par la disparition de la lithosphère océanique dans le manteau ou subduction.

A) Indices tectoniques = déformations des roches à différentes échelles La plongée de la lithosphère océanique entraîne des déformations, plis, failles inverses et chevauchements dans la plaque chevauchante. Ces phénomènes de raccourcissement épaississent la CC et la lithosphère continentale chevauchante et sont à l’origine des reliefs + des chaînes de montagnes de subduction.

La convergence impose des déformations lithosphériques importantes à l’origine de phénomènes de raccourcissement et d’épaississements caractéristiques, sources de reliefs.

Pli Faille inverse

Structures tectoniques parallèles entre elles et perpendiculaires au

sens de raccourcissement (chevauchements).

B) Indices de création de nouvelle croûte continentale

L’activité magmatique se caractérise par :

- un volcanisme explosif caractérisé essentiellement par 1 roche magmatique volcanique (refroidissement rapide en surface) de texture microlitique = andésites (pyroxène, feldspaths, micas et amphibole)

- La mise en place de granitoïdes (granite, granodiorite) roches magmatiques plutoniques de

texture grenue (refroidissement lent en profondeur). Composition minéralogique : quartz, feldspaths, micas et amphiboles. Micas et amphiboles sont des minéraux hydratés : les roches magmatiques des zones de subduction sont hydratées.

Feldspath F, quartz Q, amphibole A, mica M

LPA

Feldspath F, pyroxene P, amphibole A, mica M

F

A

P M

Verre + microlites

F

Q

M

A

AP3 Pb : quelle est l’origine de ces roches magmatiques ? HYP : magmas issus de la fusion de la péridotite du manteau. Comment expliquer la présence originale de minéraux hydratés au sein de ces roches ? HYP : eau participe à la formation des magmas…

Observations :

- Répartition linéaire des volcans à la verticale des hypocentres des séismes de 150-200 km de profondeur ;

Tomographie sismique au niveau de la zone de subduction du Japon

Anomalies

négatives

Anomalies

positives

Plaque plongeante

froide

Plaque

chevauchante

Zone de fusion

= péridotites manteau

sup lithosphère

Plaque chevauchante

Hypocentres séismes

sous arc magmatique

Milieu + froid,

+ dense

Milieu + chaud,

- dense

Conditions d’obtention des magmas :

Répartition des isothermes (courbes d’égale température) dans une zone de subduction

Conditions de fusion des péridotites () sèches ou hydratées du manteau déterminées expérimentalement et géotherme de zone de subduction GS (courbe d’évolution de la température en fonction de la profondeur)

Domaine

solide

Domaine

solide

+

liquide

Domaine

liquide

Dans une zone de subduction, la tomographie sismique révèle l’existence d’une zone de roches en fusion (couleur rouge) vers 100 km de profondeur = zone de production de magmas par fusion partielle des péridotites du manteau supérieur de la lithosphère chevauchante (au-dessus du plan de Bénioff). Cette fusion est due à une hydratation du manteau de la plaque chevauchante. Le solidus de la péridotite hydratée se déplace vers les plus basses températures : il y a abaissement du point (= température) de fusion, à pression et température constante, des péridotites par hydratation. Les magmas sont à l’origine des roches volcaniques (andésites et rhyolites) et des roches plutoniques (granitoïdes) caractéristiques de la nouvelle croûte continentale des zones de subduction.

La genèse de la nouvelle croûte continentale (granitoïdes, andésites…) à partir de péridotites du manteau, est liée à la subduction :

on parle d’ACCRETION CONTINENTALE.

Phénomènes très lents à l’échelle des temps géol.

PB : d’où vient cette eau ???