1. Les chaînes de
montagnes
Objectifs : Comprendre la mise en place, la structure, l’évolution
d’une chaîne de montagne proche de chez nous
@Nasa World Wind
11. 1. Où trouve-t-on des montagnes ?
c) L’isostasie
Au dessus de la
surface de
compensation :
2 colonnes de même
masse
(1) Épaississement
(racine crustale,
faible densité)
(2) Amincissement
du manteau (plus
forte densité)
15. ) Les différentes chaînes de montagnes
Introduction
Chaînes de collision
Chaînes de subduction
16. ) Les différentes chaînes de montagnes
a) Les chaînes de subduction
Andes de Bolivie
75 mm/an
C ordillère occidentale
1 mm/an
10 mm/an
Cordillè re orientale
Zone
subandine
@Na sa-worldWind
Étoiles jaunes : principales zones de déformation (1 997)
Jolivet
17. ) Les différentes chaînes de montagnes
b) Les chaînes de collision
Dessin : G. M ahéo
18. Quizz : Quelle est la différence entre chaîne
de collision et chaîne de subduction ?
A. pas de croûte océanique
dans les chaînes de
collision
B. pas de métamorphisme
dans les chaînes de
subduction
C. pas de déformation
continentale dans les
chaînes de subduction
19. 3) L’exemple des Alpes
Introduction
pat
A
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Car
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lle
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es
B
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Maghrebides
At
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P o n ti d e s
Taurides
24. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Au Trias (245 Ma)… un supercontinent…
245
Pangée
Extension
Temps en Ma
25. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Trias – Jurassique moyen
Rift
Les
blocs
basculés
Massifs
cristallin
s
externes
245
Pangée
220
160
Rifting
Extension
Temps en Ma
26. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Jurassique moyen – Crétacé
Marge passive avec de
vastes plates-formes
(Jura, massifs
subalpins)
Stade Océan Téthys
Ligure
Marge passive
Chaînons
subalpins
245
Pangée
Dauphinois
220
Briançonnais
160
Rifting
Océan
AustroAlpin
100
Téthys Ligure
Extension
Temps en Ma
27. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
245
Pangée
220
160
Rifting
Stade Océan Téthys
Ligure
100
Téthys Ligure
Extension
Temps en Ma
28. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Des traces de cet océan ?
Les ophiolites
=
Témoins d’un ancien
océan
245
Pangée
220
160
Rifting
Le Chenaillet
100
Téthys Ligure
Extension
Temps en Ma
29. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Basaltes en coussin
Des traces de cet océan ?
Le Chenaillet
Sédiments
Pillows
Dykes
Gabbros
Péridotites
30. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Subduction
Crétacé supérieur – Néogène
www-sst.unil.ch
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
31. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Prisme sédimentaire : les
Schistes lustrés
Des traces cette subduction ?
Crétacé supérieur – Néogène
Les schistes
lustrés
70-60 Ma
Prisme d’accrétion
Schistes lustrés
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
32. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
28
26
120
24
Des traces cette subduction ?22
20
80
14
12
10
8
6
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16
Dom
Les schistes
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Température °C
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
33. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Des traces cette subduction ?
Oui, un océan à haute Pression
Les ophiolites
éclogitisées
du Mont VISO
(70-60 Ma)
GABBROS
BASALTES
SERPENTINITES
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
34. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
28
24
Des traces cette subduction ?
100
20
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16
14
12
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Ophiolites
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lustrés
120
22
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26
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océanique
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220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
35. 28 kbar
750°C
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3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
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Température °C
Prisme de collision ~ 45 Ma
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Convergence
Temps en Ma
36. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Front actif
Déformation des couvertures sédimentaires
Formation du Jura
Jura
Bornes
Bauges
Chartreuse
Vercors
Pli-faille à S t-Rambert e n Bugey (Ain)
37. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Collision
245
Pangée
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
35
Subduction
Collision Temps en Ma
Convergence
38. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Bilan
Début
collisio
n
40-20 Ma
25-0 Ma
Molasse
s
245
Pangée
Subductio
n
océanique
Massifs
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(~35 Ma)
Chaînon
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(~25 externes
Ma)
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is
s
220
160
Rifting
100
Téthys Ligure
Extension
Subductio
n
continenta
45 Male
Dora
Maria
35
Subduction
Collision Temps en Ma
Convergence
39. 3) L’exemple des Alpes
b) Histoire des Alpes
Cinématique et tectonique actuelles
Alpes, données GPS
Raccourcissement ~ 1cm/an
Soulèvement de l’ordre du
mm/an
Origine du soulèvement :
- réajustement isostatique
- convergence
Calais et al, 2002
40. Ce qu’il faut retenir…
• Nature et structure d ’un orogène
• Les origines possibles des reliefs et
leur localisation à l’échelle globale
• Les contraintes et déformations en
régime compressif
• Le principe d’isostasie
• Les différentes chaînes de
montagnes
• La notion de racine crustale
• La structure (principales unités) des
Alpes
Hinweis der Redaktion
Les failles inverses, les chevauchements, les nappes de charriage : déformation cassante.
Les failles inverses, les chevauchements, les nappes de charriage : déformation cassante.
Les plis, la déformation ductile
Objectif de la diapo : Description des différentes unités alpines (nature, structure) dans les Alpes Occidentales
La chaîne des Alpes Occidentales est constituée d’un ensemble d’unités structurales charriées les unes sur les autres de l’est vers l’ouest.
Au début de l’Ere secondaire, la chaîne hercynienne est totalement aplanie et les reliefs sont très modestes. Au Trias, la sédimentation est essentiellement détritique, parfois évaporitique avec quelques depot marins épicontinentaux (Trias Germanique).
On observe le Trias Alpin formé de massives barres de calcaires et dolomies de plateforme : c'est le début du rifting continental, prélude du futur océan alpin (ou ligure) et de la dislocation de la Pangée.
Des indices de cette phase d’extension avec la présence de bloc basculés… cf. panorama de la Mure au dessus de Bourg d'Oisans.
Les blocs faillés liasiques ont été très déformés par le plissement alpin sur les bordures immédiates du rift, futures zones internes, mais ils se retrouvent aussi dans l'actuelle zone externe, notamment dans les massifs cristallins externes (fig.3) où, moins déformés, ils permettent de bien visualiser le phénomène à ses débuts, et de connaître l'orientation de l'ancien rift, soit SW-NE (direction parfois dite « cévenole »).
Objectif de la diapo :
Génère de vastes PF carbonatées (cf ? Jura, Massifs subalpins…)
Entre 165 et 120 Ma (?), s'ouvre l'océan ligure qui n'a sans doute pas été très large (800-1000 km ?) entre l'Europe et l'Apulie (Italie), promontoire plus ou moins solidaire de l'Afrique.
La géométrie des marges continentales, tant européenne qu'apulienne était complexe. Celles-ci mesuraient plusieurs centaines de km de large. Sur la transversale Grenoble-Briançon, un haut fond : le domaine Briançonnais, en bordure de l'océan (domaine piémontais) est séparé de la plateforme continentale européenne (les actuels chaînons sub alpins) par un large domaine continental subsident : le domaine dauphinois, découpé en blocs basculés.
Ouin au Chenaillet, au Sud de Montgenèvre dans le massif du Queyras dans les Hautes-Alpes près de la frontière italienne.
Présence d’ophiolites qui sont sont un ensemble de roches appartenant à une portion de lithosphère océanique, charriée sur un continent lors d'un phénomène de convergence de deux plaques lithosphériques (par obduction).
On peut y observer la superposition de Serpentinites, Gabbros (recoupés de rares Filons), directement surmontés par les Laves en coussins (pillows lavas). Au col du Chenaillet, les Pillows reposent directement sur le manteau serpentinisée. La série ophiolitique du Chenaillet, comme toutes les ophiolites alpines, est incomplete (comparaison avec la colonnes “complète”).
Le plus souvent, les ophiolites alpines sont seulement des péridotites serpentinisées qui n'ont exsudé que très peu de gabbros (sous forme de filons ou de poches locales) et encore moins de basaltes. Tout ceci est caractéristique d'une ophiolite de type LOT (Lherzolite Ophiolite Type), générée au niveau d'une ride à expansion lente (0,5 à 1, parfois 2 cm/an) fréquentes dans l'Atlantique. Dans les dorsales rapides, de type Pacifique, on a 2 à 3 km de basaltes sur 4 à 5 de gabbros, avec une vitesse d'expansion de 10 à 15 cm/an.
Au dessus des ophiolites alpines, viennent des sédiments typiquement océaniques, comme des radiolarites. Les plus anciens de ces sédiments, des radiolarites précisément, ont donné des radiolaires de la limite Jurassique moyen-Jurassique supérieur (-150 Ma).
L'expansion océanique se poursuit jusqu'à la fin du Crétacé inférieur (-100 Ma). L'expansion aura donc duré 50 Ma environ. Avec un taux de 0,5 à 2 cm/an, on obtient un espace océanique de 250 à 1000 km de large. Ce n'est pas un océan mais un golfe océanique, du type du golfe d'Aden, c'est-à-dire une fissure crustale élargie.
Entre 110 et 45 Ma, l’ouverture de l'Atlantique sud déplace l'Afrique vers le N. L'espace océanique téthysien se se réduit, ce qui signifie que l'océan liguro-piémontais va peu à peu se refermer par subduction.
Si subduction… Reste à le confirmer par les deux critères du phénomène, le métamorphisme de haute pression-basse température (HP/BT) des termes engloutis !
Les sédiments crétacés de cet océan, tout au moins ceux qui n'ont pas été définitivement engloutis dans la subduction, ont été métamorphisés lors du plissement alpin et ont donné les célèbres Schistes lustrés (calcaires pélagiques, finement détritiques principalement du K >).
Le rapprochement des deux marges a d'abord provoqué, au Crétacé supérieur, la formation d'un « prisme d'accrétion océanique » constitué de sédiments océaniques.
La croûte océanique est subduite : elle est métamorphisée dans les conditions des faciès Schistes Bleus et Eclogite. En avant de la fosse, des flyschs se déposent dans des Bassins Flexuraux. Ce sont, dans un premier temps (au Crétacé), les flyschs à Helminthoïdes, puis (à l'Eocène) les flyschs des Aiguilles d'Arves.
Métamorphisme HP/BT des produits subduits et, notamment, des ophiolites qui sont transformées en éclogites vers 40 à 80 km de profondeur. Cette condition a paru longtemps remplie car les éclogites alpines donn aient des âges crétacés supérieurs. Or, à partir de 1996, le développement des méthodes radiométriques montra que ces âges étaient erronés et que ces éclogites étaient toutes éocènes (entre 60 et 40 Ma, Eocène inférieur à moyen).
Les éclogites réellement crétacées auraient définitivement disparues en profondeur.
Vers 45 Ma, après disparition de l'océan, la marge continentale européenne amincie est entrainée à son tour dans la subduction. Des portions de lithosphère continentale peuvent être entrainées jusqu'à de grandes profondeurs : c'est ce dont témoigne la présence de coesite dans le Massif Cristallin de Dora Maria, en Italie. La coesite, ce polymorphe de très hautes pressions du quartz, indique que la croûte continentale de Dora Maria a été enfouie à plus de 90 km de profondeur.
La collision proprement dite débute aux alentours de 35 Ma. Les nappes ophiolitiques, métamorphisées (Queyras, Viso) ou non (Chenaillet) à l'alpin viennent reposer sur le Domaine Briançonnais de la marge européenne. Dans les Alpes Centrales et Orientales, les nappes austro-alpines, morceaux de croûte continentale ligure, viennent, à leur tour, surmonter les nappes ophiolitiques piémontaises.
Vers 45 Ma, après disparition de l'océan, la marge continentale européenne amincie est entrainée à son tour dans la subduction. Des portions de lithosphère continentale peuvent être entrainées jusqu'à de grandes profondeurs : c'est ce dont témoigne la présence de coesite dans le Massif Cristallin de Dora Maria, en Italie. La coesite, ce polymorphe de très hautes pressions du quartz, indique que la croûte continentale de Dora Maria a été enfouie à plus de 90 km de profondeur.
La collision proprement dite débute aux alentours de 35 Ma. Les nappes ophiolitiques, métamorphisées (Queyras, Viso) ou non (Chenaillet) à l'alpin viennent reposer sur le Domaine Briançonnais de la marge européenne. Dans les Alpes Centrales et Orientales, les nappes austro-alpines, morceaux de croûte continentale ligure, viennent, à leur tour, surmonter les nappes ophiolitiques piémontaises.
Dans les zones internes, le prisme orogénique se met en place à l’Eocène et l’Oligocène (~35Ma; ou entre 55 et 23 Ma).
La convergence Afrique-Europe se poursuit à l’heure actuelle, suivant une direction NNW-SSE. L’orogenèse alpine se poursuit donc aussi avec un raccourcissement global, en gros N-S, de l’ordre du cm / an.
Cette vitesse est comparable avec à la vitesse moyenne du raccourcissement alpin depuis l’Eocène, au total 300 à 400 km en ~50 Ma.
Le soulèvement est entretenu par (i) un réajustement isostatique et (ii) la poursuite du raccourcissement-épaississement crustal, conséquence de la convergence Europe-Afrique.