Chapitre 2 Convergence et collision continentale : l’histoire de la formation des Alpes. Comment peut-on expliquer l’existence d’une chaîne de montagne entre la France et l’Italie ? Faisons un voyage géologique dans les Alpes franco-italiennes

Documents page 238 Un arc de cercle nord-est, sud-ouest, de 200 Km de large, fortes altitudes (Mt Blanc), bordé à l’est par la plaine du Pô, à l’ouest par la vallée du Rhône, au sud la Méditerranée et au nord le Jura et la suite des Alpes. Ce qui est étonnant c’est la plaine au bord de la chaîne de montagnes. Une impression de choc la plaine rentrant dans la chaîne. A voir aussi la disposition des vallées.

Documents page 239 Un relief très abrupt peu touché par l’érosion , l’orogenèse l’emporte sur l’érosion. Des roches magmatiques et métamorphiques anciennes de l’ère paléozoïque qui ne peuvent se former qu’en grande profondeur. Des roches sédimentaires plus récentes car de l’ère mésozoïque et formées sous une masse d’eau puis métamorphisées en faibles profondeurs. Orogenèse actuelle avec des roches très anciennes d’origine profonde et des roches plus récentes d’origine superficielle

Pourquoi cette juxtaposition surprenante de roches de natures si différentes ? Pourquoi cette forme arquée de la chaîne ? Pour que ces roches se retrouvent côte à côte et à l'affleurement, il y a eu nécessairement au cours de l'histoire des Alpes de grands mouvements tectoniques.

Documents page 240 À l'intérieur de la chaîne alpine existent les restes d'une croûte océanique : des basaltes en coussins surmontent en effet des gabbros. Ces roches se forment habituellement au niveau des dorsales océaniques, elles proviennent de la cristallisation d'un même magma : le gabbro cristallise au sein d'une chambre magmatique tandis que le basalte se forme principalement en surface. C'est d'ailleurs le contact de la lave très chaude avec l'eau froide qui lui fait prendre cet aspect en coussins très caractéristique. Les gabbros reposent sur des péridotites ; ces dernières sont les vestiges du manteau lithosphérique qui en fondant partiellement permet la formation du magma à l'origine du gabbro et du basalte. Ces ophiolites sont donc bien les témoins de l'existence passée d'un océan en lieu et place des Alpes actuelles, il y a environ 150 Ma.

Documents p 241 Les gabbros reposent sur des péridotites ; ces dernières sont les vestiges du manteau lithosphérique qui en fondant partiellement permet la formation du magma à l'origine du gabbro et du basalte. Ces ophiolites sont donc bien les témoins de l'existence passée d'un océan en lieu et place des Alpes actuelles, il y a environ 150 Ma. Un métamorphisme hydrothermal

A- Des indices d’un océan. 1 Une lithosphère océanique La chaîne alpine présente au niveau du Chenaillet les restes d'une lithosphère océanique : des basaltes en coussins surmontant des gabbros qui reposent sur des péridotites. Ces roches se forment habituellement au niveau des dorsales océaniques. Les roches sont de plus métamorphisées par un métamorphisme hydrothermal montrant que la lithosphère avait progresser depuis la dorsale. Le massif du Chenaillet présente donc des ophiolites en altitude, les restes d’une lithosphère océanique, comme elle se forme au niveau des dorsales puis diverge. D’autres indices d’un océan sont-ils visibles ?

Quels pourraient être ces indices ? Des plages fossilisées, falaises, Des traces du rifting avec des blocs basculés par des failles normales et des sédiments anté, syn et post-rifts, Des traces de lagunes, de zones d’évaporation, Des traces d’animaux et végétaux marins devenus fossiles, En fait des traces de ce que l’on trouve autour des océans actuels. Principe d’actualisme.

Principe d’actualisme: principe fondateur de la datation relative. Considérer que tout mécanisme actuel ayant un certain résultat permet d’expliquer les mêmes résultats qui se sont déroulés dans le passé même lointain. Que donc les conditions physico-chimiques anciennes sont identiques aux conditions actuelles.

Documents page 242 1er principe de datation relative, principe de superposition des couches ou strates sédimentaires : une strate sur une autre est la plus récente. 800 m de sédiments se sont déposés en 70 millions d'années; il y a donc eu un taux moyen de sédimentation d'environ 11 mm tous les 1 000 ans. Les phénomènes que l'on étudie se situent donc à de grandes échelles de temps. Calcaire : roche sédimentaire qui se forme par l’accumulation le plus souvent de débris d’organismes à coquille. Marne: roche sédimentaire mélange de calcaire et d’argile.

Document page 243 La présence de ces roches sédimentaires montre que ce domaine alpin a été recouvert par la mer pendant des dizaines de millions d'années (de-220 Ma à-110 Ma au moins). Le fait que les roches du Trias, puis celles du jurassique, reposent sur un socle continental montre que cette mer n'était pas un océan mais qu'elle s'avançait sur un vaste continent aplani par l'érosion. La présence des ammonites montre qu'au Jurassique inférieur (Lias : 190 Ma), le socle s'enfonçait progressivement par endroit (phénomène qualifié de subsidence). Seules les radiolarites reposent sur les ophiolites ; ce sont donc les seuls vestiges de la sédimentation océanique. Ceci est corroboré par leur nature puisque ces roches ne peuvent se former qu'à de grandes profondeurs (- 4 000 m) : à cette profondeur, il n'y a plus de sédimentation carbonatée car nous sommes au dessous du point de compensation des carbonates (voir document 4, page 237). On peut donc imaginer l'ouverture de l'océan alpin dans une période comprise autour de - 160 Ma, date du dépôt des radiolarites. Ceci concorde avec l'âge des ophiolites du Chenaillet (-150 Ma).

Document page 244 La faille est qualifiée de faille normale et elle est caractéristique d'une tectonique extensive. Ce type de faille est fréquent dans les Alpes et leur orientation est toujours la même (SO-NE) : on peut donc orienter NO-SE les contraintes extensives qui ont joué au Jurassique.

Document page 245 Il y a une très nette variation latérale de l'épaisseur des sédiments déposés au Lias (ou jurassique inférieur) puisque cette épaisseur est de plus de 600 m au niveau de Pré Gentil alors qu'elle n'est plus que de quelques dizaines de mètres au sommet du Grand Renaud. De plus, c'est au creux du bloc, là où la sédimentation est la plus importante, que l'on trouve les ammonites alors qu'au sommet du bloc la sédimentation est détritique c’est-à-dire sédimentation de débris (caillou blocs) issus d’une érosion proche. Ces observations s'expliquent par le basculement des blocs le long de failles normales consécutivement à l'extension jurassique qui a provoqué l'amincissement de la croûte et donc sa rupture. Le basculement a conduit à l'enfoncement progressif du socle au creux des blocs (subsidence) où les sédiments déposés dans une eau plus profonde ont pu s'accumuler en plus grande quantité. Nous sommes donc ici en présence de témoins tectoniques (failles normales) et sédimentaires (anté, syn., post rift)de l‘ouverture (ancienne marge passive) de l'océan alpin mis en place pendant son ouverture que l'on peut donc situer aux alentours de - 180 Ma.

Des traces de plage ripple mark Une plage actuelle Une plage fossilisée dans les Alpes

Les stromatolithes existent encore par exemple au bord de l’océan

Stromatolithes fossile et actuel Coupe d'une roche montrant la trace fossile de stromatolithes et sédiments intermédiaires datant du protérozoïque. La baie Shark, ("Hammelin Pool", au Centre du littoral ouest de l'Australie) ;

2 d’autres indices de l’océan alpin Dans les Alpes il existe des indices supplémentaires à la lithosphère océanique. Il s’agit de fossiles ayant vécus dans un océan, de restes de plage, d’une marge passive, des stromatolithes.

3 Bilan Pour expliquer la présence de ce plancher océanique à plus de 1 000 m d'altitude, et d’autres facteurs d’un milieu océanique il faut envisager l'existence de mouvements tectoniques de grande ampleur ayant d’abord ouvert un océan par un phénomène de rifting puis sa fermeture après 30 Ma. Lors de la fermeture de l'océan par subduction, une partie de la lithosphère océanique et des autres indices ont dû rester «coincée» entre les deux blocs continentaux. Cette lithosphère océanique marque donc aujourd'hui la suture entre les deux blocs.

Document page 246 1. La présence dans le métagabbro d'auréoles de glaucophane autour des pyroxènes et au contact des plagioclases, montre que ces minéraux ont réagi entre eux. La glaucophane est le produit d'une réaction de métamor­phisme entre ces deux minéraux. D'après le diagramme P-T de la page 223, cette transformation ne peut s'effectuer qu'à des températures de moins de 600 °C et à une pression de plus de 0,5 GPa. Ces conditions n'étant réunies que dans les zones de subduction, ces méta gabbros témoignent donc d'une ancienne subduction dans les Alpes. Ces méta gabbros sont associés à des éclogites qui contiennent de la jadéite et des grenats, minéraux eux aussi très caractéristiques des fortes pressions exercées plus en profondeur sur une lithosphère subduite. La présence de coésite et de diamants dans les Alpes montre que certaines régions ont subi des pressions encore plus élevées (3 GPa). Ces conditions n'étant pas celles d'une zone de subduction, on peut émettre l'hypothèse de l'influence à leur niveau de la collision continentale. Les roches contenant ces minéraux seraient situées à la suture entre les deux blocs continentaux qui seraient entrés en contact à la fin de la subduction de la litho­sphère océanique.

Document page 247 D'ouest en Est, l'intensité du métamorphisme est de plus en plus importante (faciès schistes verts, puis schistes bleus, puis éclogites, puis ultra haute pression). On peut interpréter cette observation par le plongement d'une lithosphère océanique sous une marge continentale. La direction de plongement est NO-SE, la plaque « française » plongeant sous la plaque « italienne », le métamorphisme est donc d'intensité croissante d'Ouest en Est car les roches y sont amenées à des profondeurs de plus en plus importantes.

B Les témoins d'une ancienne subduction Les roches du mont Viso et du massif du Queyras témoignent de la présence en altitude d’une lithosphère ayant subit une subduction car possédant des témoins d’un métamorphisme HPBT. L'océan alpin s’est refermé il y a environ 60 Ma. entraînant une subduction forcée puisque la L.O. alpine n’était pas très âgée. Mais la L.O. a été portée a plus grande profondeur car on obtient d’autres cristaux par un métamorphisme hautes pression et température (HPHT).

Document page 248 Ce sont des contraintes de type compressif qui expliquent les déformations subies par ces roches. Leur différence de comportement s'explique par une différence de température des roches situées à des profondeurs plus ou moins importantes dans la chaîne de montagnes. Les roches situées plus en profondeur, sont plus chaudes et se déforment de manière souple en formant des plis (on dit qu'elles ont un comportement ductile), tandis que les roches situées plus en surface sont plus froides et ont un comportement cassant lorsqu'elles subissent une contrainte tectonique.

Document page 249 Les contacts sont qualifiés d'anormaux car à leur niveau les roches sont très déformées et peuvent même être broyées. De plus, ces contacts marquent la juxtaposition anormale de terrains sédimentaires : les terrains les plus anciens reposant sur les plus jeunes, ce qui est contraire au principe de superposition (cf. page 164). C'est la convergence entretenue des plaques lithosphériques qui est à l'origine de la formation de ces contacts anormaux. Ces derniers s'interprètent en effet par des mouvements de grande ampleur amenant en superposition des roches initialement éloignées. Sous l'effet de la convergence, les roches se fracturent et glissent sur les couches plus plastiques comme le gypse du Trias. Elles se déplacent ainsi sur plusieurs kilomètres et viennent recouvrir d'autres séries sédimentaires.

Quelles conséquences de la collision continentale visibles en surface ? Toutes ces déformations provoquent le raccourcissement et l'épaississement de la lithosphère qui « absorbe » ainsi les énormes contraintes consécutives à la convergence. Tout cela crée des reliefs colossaux, c'est ce que l'on appelle l'orogenèse. Les roches contenues dans la chaîne sont ainsi amenées bien loin de leur lieu de formation ce qui explique que par endroit le socle cristallin puisse se retrouver au dessus de la couverture sédimentaire.

Document page 250 La limite entre la plaque plongeante et la plaque che­vauchante est marquée par un réflecteur assez net à l'aplomb de la Vanoise et de Noasca. Il existe sous la chaîne de montagne une anomalie dans la profondeur du MOHO qui peut atteindre plus de 50 km. On dit qu'à ce niveau existe une racine crustale car la croûte continentale y est plus épaisse. De plus, le profil sismique montre que les chevauchements visibles en surface se retrouvent en profondeur. D'immenses nappes de roches sont ainsi empilées les unes sur les autres et for­ment un prisme de collision qui augmente l'épaisseur de la croûte; c'est pour cela que cette dernière s'enfonce dans le manteau.

Document page 251 On retrouve sur le modèle, les deux manteaux litho- sphériques superposés en profondeur, de même que les multiples déformations (plis et failles) à l'origine de la formation de nombreuses nappes de charriage qui s'empilent les unes sur les autres. Lors de l'expérience, la subduction s'est bloquée et le continent B a alors joué le rôle de butoir contre lequel les roches du continent A sont venues s'entasser. Elles se sont alors fracturées et se sont empilées les unes sur les autres constituant un prisme d'accrétion crustale ou prisme de collision. C'est la formation de ce prisme qui explique l'existence des nappes de charriage visibles en surface ainsi que celle de la racine crustale en profondeur.

C La collision continentale Suite a la subduction les deux continents se sont retrouvés au contact. Une collision des deux continents s’est effectuée et continue. En surface, comme en profondeur, la réponse de la lithosphère à la convergence qui s'entretient est donc la même : elle se raccourcit et s'épaissit. Elle « absorbe » ainsi les énormes contraintes consécutives à la convergence.

Les marqueurs de la collision. Relief (+) : Le Mont-blanc > à 4800m Racine crustale profonde : Le Moho est à 60 Km Plissements : Déformations souples. Failles inverses : Déformations cassantes Nappe de charriage ou de chevauchement : Des lambeaux de sédiments ou de croûte se trouvent charriés. Ophiolites du Chenaillet : ce sont des indices d’un ancien domaine océanique. Ce sont des lambeaux de la lithosphère océanique qui ont échappé à la subduction et qui se trouvent obductés et situés à 2000 m d’altitude. - Blocs basculés : ce sont les signatures de l’ouverture d’un océan

http://www. discip. crdp. ac-caen http://www.discip.crdp.ac-caen.fr/svt/pages/lycee/terminales/alpes/lesalpes.htm

CORRIGES DES EXERCICES La correction des exercices « Tester ses connaissances » figure à la fin du manuel de l'élève, page 425. Voici quelques éléments de corrigé pour les autres exercices. Exercice 1, page 262 Retrouver les stades d'évolution d'une chaîne. - De - 500 à - 430 Ma : structuration des marges passives et ouverture de l'océan. De - 430 à - 320 A/la : phase océanique. De - 320 à - 275 Ma : formation de la chaîne suite à la collision continentale. De - 275 à - 220 Ma : retour à une épaisseur normale de la croûte continentale (on notera que pendant cette phase les reliefs restent importants pendant plusieurs millions d'années .- l'érosion est compensée pat une remontée isostatique de la chaîne).

Exercice 2, page 263 Le massif des Cerces : une histoire mouvementée. 1. Deux types de déformations sont visibles : les roches sont plissées et les plus récentes forment l'axe du pli (il s'agit donc d'un synclinal) ; les roches sont fracturées par une faille : le bloc qui est au dessus de la faille (le toit) est descendu par rapport au bloc qui est en dessous de la faille (le mur), il s'agit donc d'une faille normale. Ceci est corroboré par la présence de bloc anguleux du Trias à l'intérieur des sédiments du Jurassique et du Crétacé : à l'époque de ces dépôts, le mur de la faille était nécessairement au dessus du toit car c'est son érosion qui s'est traduite par le dépôt d'une par­ tie de ses roches au sein des sédiments qui se sont dépo­ sés plus bas. Le plissement est caractéristique d'une tectonique compres-sive alors que la faille normale est caractéristique d'une tec­tonique distensive : ce massif témoigne donc d'événements a priori contradictoires.

2.Au niveau du mur de la faille (compartiment situé à l'Ouest), il n'y a pas de dépôts des roches du Jurassique alors que ceux-ci sont importants à l'Est. Le Crétacé repose en effet directement sur le Trias moyen qui est très réduit comparativement au compartiment situé à l'Est. Comme ces formations sont associées à une faille normale, on peut penser qu'elles se sont formées à cause d'un basculement du bloc Est. Au Jurassique, le bloc a basculé, et la partie Est s'est retrouvée abaissée par rapport à la partie Ouest, qui elle est restée surélevée. La mer étant présente, les sédiments se sont déposés principalement à l'Est, tandis que la partie Ouest restée émergée a subi une érosion importante qui a provoqué le démantèlement de la majeure partie du Trias moyen qui s'était déposé. Les roches du Crétacé étant présentes des deux côtés de la faille, on peut penser qu'à cette période le niveau de la mer a augmenté ou bien que le bloc Ouest s'est affaissé. L'érosion a depuis enlevé toute la partie supérieure de !a série sédimentaire si bien qu'il est impossible de dater avec précision le fonctionnement de la faille normale, ce qui est certain c'est qu'elle fonctionnait toujours au Cré­tacé puisque les roches de cette époque sont fracturées. Toutes les roches étant plissées, il est de la même manière délicat de proposer une datation précise de l'événement tectonique compressif qui en est respon­sable, là encore : une certitude, il est postérieur au Crétacé. 3. Nos connaissances sur l'histoire des Alpes permettent de préciser ces données. La faille normale est à relier à l'ouverture de l'océan alpin daté du Jurassique inférieur à moyen, elle a pu continuer à fonctionner pendant la phase d'expansion océanique qui ne se termine qu'à la fin du Crétacé. À l'inverse, la phase plissement est à relier à la phase de collision continentale qui est datée du début de l'ère tertiaire (-50 à -30 Ma)

3. Nos connaissances sur l'histoire des Alpes permettent de préciser ces données. La faille normale est à relier à l'ouverture de l'océan alpin daté du Jurassique inférieur à moyen, elle a pu continuer à fonctionner pendant la phase d'expansion océanique qui ne se termine qu'à la fin du Crétacé. À l'inverse, la phase plissement est à relier à la phase de collision continentale qui est datée du début de l'ère tertiaire (-50 à -30 Ma).

Exercice 3, page 263 Retracer l'histoire d'un gabbro des Alpes. L'observation des pyroxènes montre que ceux-ci sont entourés d'une double auréole de minéraux colorés : la glaucophane (bleue) tout d'abord qui est directement au contact du pyroxène, la chlorite (verte) ensuite qui se trouve entre la glaucophane et le plagioclase, Ceci peut faire penser à deux types de réactions métamorphiques successives. Le plagioclase et le pyroxène étant les minéraux d'origine de la roche, on peut en effet penser qu'ils ont réagi entre eux pour former de la glaucophane qui, elle, aurait ensuite, dans de nouvelles conditions, réagi avec les plagioclases pour former de la chlorite. L'étude du diagramme de la page 233 permet de valider cette hypothèse. On voit en effet que les réactions : plagioclase + pyroxène -* glaucophane et glaucophane + plagioclase ~> chlorite sont possibles à condition que la roche soit placée dans des conditions différentes de température et de pression. Dans le cas de ce gabbro, on peut ainsi imaginer qu'il a tout d'abord était enfoui en profondeur à des pressions dépassant 0,5 GPa, à la suite d'une subduction ce qui a permis la formation de la glaucophane. Par la suite, lors du retour à la normale de l'épaisseur de la croûte continentale, il est remonté vers la surface est a subi ce que l'on appelle une rétrométamorphose. En retrouvant des pressions inférieures à 0,5 GPa, les éléments constitutifs des minéraux se sont réassemblés en permettant la formation de chlorite à partir de la glaucophane qui n'est plus stable à ces profondeurs. Dans le diagramme P-T de la page 233, le trajet P-T-t de ce gabbro se résume donc par un trajet du type 1 2 3 4 5