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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 physicochimiques anciennes sont identiques aux
conditions actuelles.
Documents page 242
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.
•
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.
Document page 243
1.
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 NOSE, 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 lithosphériques 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.accaen.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 compressive 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
• 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

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