Géologie 16

 10. DEFORMATION DE LA CROUTE TERRESTRE-CHAINES DE MONTAGNES

 

 

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DEFORMATIONS DE L'ECORCE TERRESTRE

Lorsqu'elle est soumise à des contraintes, la croûte terrestre se déforme. On peut définir simplement la contrainte comme étant une force appliquée à une certaine unité de volume. Tout solide possède une force qui lui est propre pour résister à la contrainte. Lorsque la contrainte dépasse la résistance du matériel, l'objet est déformé et il s'ensuit un changement dans la forme et/ou le volume. Il existe des cas où la déformation n'est cependant pas perceptible à l'oeil nu mais détectée seulement par des appareils sensibles, et c'est le cas de la déformation du matériel solide lors d'un tremblement de terre avant qu'il y ait bris. 

Les contraintes peuvent déformer tout aussi bien un volume de pâte à modeler que tout un segment de la croûte terrestre. La déformation peut être permanente ou non. Le bris d'un vase qu'on échappe par terre est permanent, alors que la déformation d'une balle de tennis due à l'impact sur la raquette est éphémère. On reconnaît trois principaux types de déformations qui affectent la croûte terrestre: élastique, plastique et cassante (un quatrième type n'est pas discuté ici, la déformation visqueuse qui s'applique aux liquides). Le schéma qui suit montre la relation générale entre contrainte et déformation.

La première réponse d'un matériau à la contrainte est la déformation élastique. Quand la contrainte est relachée, le matériau reprend sa forme et son volume initial, comme la bande élastique que l'on étire ou la balle de tennis frappée par la raquette. L'énergie emmagasinée par le matériau durant la déformation est dissipée lorsque la contrainte est relachée; cette énergie est transformée, par exemple, en mouvement dans le cas de la balle de tennis. Sur le schéma, la relation contrainte-déformation est linéaire dans le cas de la déformation élastique. A un point donné durant la déformation élastique, la relation contrainte-déformation devient non linéaire: le matériau a atteint sa limite d'élasticité. Si la contrainte dépasse cette limite, le matériau est déformé de façon permanente; il en résulte une déformation plastique (l'écrasement d'une balle de pâte à modeler par exemple) ou une déformation cassante (le verre qui se brise). Dans le cas de la déformation plastique, toute l'énergie est utilisée pour déformer le matériau. Avec une augmentation de la contrainte, le matériau atteint un second seuil, son point de rupture, et il casse; c'est la déformation cassante. Lorsqu'un matériau est soumis à des taux de contraintes très rapides, la déformation plastique est minime ou même inexistante.

Trois paramètres importants doivent être considérés lorsqu'on applique les concepts de contrainte-déformation aux matériaux de la croûte terrestre: la température, la pression et le temps. Température et pression augmentent avec la profondeur dans la croûte terrestre et modifient le comportement des matériaux. D'une manière très générale, on aura la relation suivante:

 

La ligne rouge délimite deux champs: le champ de la déformation cassante (qu'on dit aussi fragile) et celui de la déformation plastique (qu'on dit aussi ductile). La ligne fléchée bleue symbolise une augmentation progressive des conditions de température et de pression à mesure que l'on s'enfonce dans la croûte terrestre. Cette relation nous indique que, de manière générale, les roches de surface seront déformées de façon cassante, alors que les roches en profondeur le seront de façon plastique. C'est dire que pour un type de roche donné, celui-ci peut se retrouver sous un état fragile ou ductile, selon la profondeur à laquelle il se trouve dans la croûte terrestre.

Le temps est aussi un facteur très important lorsqu'on discute de déformation. Si on étire brusquement (temps court) un cylindre de pâte à modeler, il casse; si on y va plutôt lentement (temps long), il se déforme de façon plastique. En ce qui concerne la déformation des roches, le facteur temps, qui se mesure ici en millions d'années, se doit d'être considéré. Il est difficile d'imaginer qu'on puisse plier des couches de grès par exemple, ... à moins qu'on y mette le temps géologique.

Un autre paramètre à ne pas négliger est la composition de la roche. Certaines roches sont cassantes de nature (comme les calcaires, les grès, les granites), d'autres plutôt plastiques (comme les roches argileuses).

Les roches sédimentaires sont à l'origine disposées en couches à peu près horizontales puisqu'elles proviennent de la transformation de sédiments qui se sont déposés à l'horizontale. Mais on les retrouve souvent inclinées, déformées, affectées par des plis et des failles, particulièrement dans les chaînes de montagnes. Les contraintes responsables de la déformation des roches de la croûte terrestre ont des sources multiples. Les déformations résultent le plus souvent des mouvements des plaques lithosphériques qui se traduisent par des contraintes qui modifient la forme des roches, leur volume et, dans certains cas, leur composition chimique et minéralogique.

Il y a fondamentalement deux types de contraintes qui déforment les roches: les contraintes de compression et celles de tension. Dans la compression, les forces convergent; elles peuvent être coaxiales ou non. La déformation d'un jeu de carte sous contraintes de compression illustre la différence. Dans le cas d'une contrainte de compression coaxiale, les cartes vont s'arquer, comme illustré ici:

Si les contraintes ne sont pas coaxiales, il va se développer du cisaillement; le jeu de carte se déforme par le glissement des cartes les unes sur les autres:

Dans la tension, les contraintes divergent et ont pour effet d'étirer le matériel.

Les schémas qui suivent illustrent la déformation des couches de roches sous des régimes de contraintes en compression et en tension. Prenons comme volume de départ, un empilement de couches de roches non déformées à l'horizontal

 

Les plis constituent la manifestation d'un comportement plastique (ductile) des roches sous l'effet de contraintes de compression.

 

Pour décrire les plis, on utilise les termes d'anticlinal quand le pli se ferme vers le haut et de synclinal lorsqu'il se ferme vers le bas. Les plis sont dits droits lorsque le plan axial est vertical. A l'autre extrême (non illustré ici), il y a les plis couchés, lorsque le plan axial est horizontal. Entre les deux, il y a les plis déjetés et les plis déversés. Les plis droits résultent de contraintes de compression coaxiales, les plis déjetés et déversés de contraintes qui ne sont pas coaxiales.

La déformation cassante se traduit par des plans de cassures, les failles.

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Par convention, on nomme toit le compartiment qui se situe au-dessus du plan de faille, et mur celui qui est au-dessous. Le rejet est le déplacement net des deux compartiments. Les contraintes de compression produisent des failles inverses (plan de faille abrupte) ou de chevauchement (plan de faille près de l'horizontale). Dans ces deux cas, le toit monte par rapport au mur. Les contraintes de tension produisent des failles normales et listriques; le toit descend par rapport au mur. Les failles de décrochement (ou de coulissage) constituent un cas particulier; elles se produisent par le déplacement de deux compartiments l'un par rapport à l'autre dans un plan horizontal. On les retrouve en régimes compressifs ou extensifs.

Une application très importante de tout cela, c'est qu'en étudiant la géométrie des terrains déformés, le géologue est en mesure de définir la nature des contraintes qui ont produit une géométrie donnée et d'en déduire l'histoire de la dynamique d'une région.

FORMATION DES CHAINES DE MONTAGNE

Introduction

S'il est une question qui a longtemps embarrassé les géologues, c'est bien la formation des grandes chaînes de montagnes, comme les Rocheuses, les Alpes, les Himalayas ou les Appalaches. Tout modèle explicatif de la formation d'une chaîne de montagnes se doit d'expliquer, puis d'intégrer, chacun des principaux attributs qui caractérisent toutes les grandes chaînes.

1) Les roches sédimentaires, c'est-à-dire ces roches qui proviennent de la transformation de sédiments comme les sables et les boues, sont très abondantes dans les chaînes de montagnes et contiennent des fossiles d'organismes marins, ce qui implique que les sédiments dont elles sont dérivées se sont déposés dans un milieu marin; de plus, leur composition montre qu'une grande partie de ces sédiments se sont déposés dans un bassin océanique. Première conclusion: avant de se retrouver dans une chaîne de montagnes, tout le matériel sédimentaire se trouvait dans un océan.

2) Il y a aussi des roches métamorphiques dans les chaînes de montagnes, ces roches qui sont d'anciennes roches sédimentaires ou ignées transformées sous l'effet de températures et de pressions très élevées. Ces roches métamorphiques occupent une portion bien définie de la chaîne de montagnes. Il faut savoir que le lieu dans la croûte terrestre où il existe à la fois des températures et des pressions très élevées, c'est en profondeur, à au moins quelques kilomètres sous la surface. Seconde conclusion: les roches métamorphiques résultent de la transformation des roches sédimentaires et ignées de la chaîne de montagnes, en profondeur, dans la croûte terrestre.

3) Un autre attribut important des chaînes de montagnes, c'est qu'elles contiennent souvent des lambeaux de croûte océanique (basaltes) coincés dans des failles. Troisième conclusion: non seulement, les sédiments qui forment la chaîne de montagnes se sont-ils déposés dans un bassin marin, mais aussi, sur de la croûte océanique basaltique.

4) S'il est une caractéristique commune à toutes les grandes chaînes de montagnes, c'est bien le fait que les roches y sont déformées à des degrés divers. Depuis longtemps, les géologues qui étudiaient la géométrie de la déformation dans les chaînes de montagnes savaient bien qu'il fallait des forces de compression latérales pour produire une telle géométrie. Il leur fallait donc trouver un mécanisme responsable de ces compressions. Il leur fallait aussi trouver un mécanisme responsable du soulèvement de tout ce matériel déposé dans un bassin océanique qui compose la chaîne.

5) Le plus souvent, il y a une zone de roches sédimentaires non déformées qui jouxte la chaîne déformée proprement dite. Ces roches sédimentaires sont de même âge que celles de la chaîne et représentent habituellement d'anciens sédiments déposés sur les plateaux continentaux.

Avant la théorie de la tectonique des plaques, il y avait un superbe débat entre les "horizontalistes" pour qui la formation d'une chaîne de montagnes se faisait sous l'action de forces de compresssion latérales, et les "verticalistes" qui eux évidemment invoquaient de grandes forces verticales. A cette époque le mouvement des plaques était inconnu, ce qui laissait passablement de place à l'imagination!

La théorie de la tectonique des plaques vient réconcilier horizontalistes et verticalistes en proposant un modèle qui tient compte des compressions latérales et du soulèvement d'une énorme masse de matériel et en identifiant le moteur responsable des forces nécessaires à la formation d'une chaîne de montagnes déformée.

Etude d'un mécanisme courant de formation d'une chaîne de montagnes

Les schémas qui suivent illustrent les grandes étapes de la formation d'une chaîne de montagnes. Partons de ce qu'on appelle une marge continentale passive, comme par exemple celle de l'Atlantique actuelle, où s'accumule sur le plateau continental et à la marge du continent un prisme de sédiments provenant de l'érosion du continent.

 

En s'éloignant de plus en plus de la zone de divergence (non illustrée sur ce schéma), la lithosphère devient de plus en plus dense, simplement parce qu'elle refroidit de plus en plus. Vient un moment où sous la poussée du tapis roulant et l'augmentation de densité, cette lithosphère se fracture et l'une des lèvres s'enfonce sous l'autre, créant une zone d'obduction (contrairement à la subduction où une plaque océanique s'enfonce sous une plaque continentale, ici la plaque océanique viendra chevaucher la plaque continentale). Le mouvement de translation latérale d'une seule plaque (schéma ci-dessus) se transforme alors en un système de collision entre deux plaques (schéma ci-dessous), une plaque continentale et une plaque océanique. On est passé d'une situation de marge passive à une situation de marge continentale active. Au large du continent, il se forme un arc volcanique insulaire.

 

Le chevauchement progressif de la plaque océanique sur ce qui reste de plaque océanique du côté continental concentre le matériel qui se trouve sur les fonds océaniques pour former un prisme d'accrétion qui croît à mesure de la fermeture entre l'arc volcanique et le continent. La collision entre l'arc volcanique et le continent crée un chevauchement important de tout le matériel du prisme d'accrétion sur la marge continentale. L'activité ignée cesse et de grandes masses de roches ignées (en rouge) peuvent rester coincées dans la lithosphère.

 

Finalement, la poursuite du mouvement concentre encore plus de matériel et forme une chaîne déformée que l'on qualifie de chaîne de montagnes immature, en ce sens que la dynamique n'est pas terminée. La marge de cette chaîne immature peut se transformer en une nouvelle zone active (subduction), ce qui permet à la collision de se poursuivre et instaure du volcanisme d'arc continental sur la nouvelle chaîne.

Un bel exemple de cette dernière situation est la Cordillère des Andes, reliée à la collision de la plaque océanique de Nazca et la partie continentale de la plaque de l'Amérique du Sud.

Mais la véritable chaîne de montagnes mature est celle qui sera formée par la collision entre deux plaques continentales. Dans cette situation, à mesure que se referme l'étau constitué par le rapprochement des deux plaques, il se construit, comme dans le cas précédent, un prisme d'accrétion qui croît progressivement par la concentration du matériel dans un espace de plus en plus restreint, et la chaîne de montagnes s'érige peu à peu.

 

Avec la collision des deux plaques et la cessation du mouvement, la chaîne a atteint sa hauteur maximum et acquis ses caractéristiques.

 

Il y aura une zone de roches non déformées jouxtant les roches déformées de la chaîne, parfois de façon symétrique de part et d'autre de la chaîne. Il y aura aussi des roches métamorphiques très déformées aux racines de la chaîne, car ces dernières se forment sous des températures et des pressions très élevées. On trouvera aussi des lambeaux de croûte océanique basaltique coïncés dans des failles. Dans les Appalaches par exemple, on a de ces vestiges de croûte océanique dans la région de Thetford Mines. De grandes masses de roches ignées (batholithes et plutons) resteront coincées dans la lithosphère continentale. Un des beaux exemples de chaîne de montagnes formée par la collision entre deux plaques continentales, ce sont les Himalayas qui ont été formées par la collision récente, il y a à peine 10 Ma, d'une petite plaque dont la portion continentale constitue aujourd'hui l'Inde et une grande masse continentale, l'Asie. La chaîne n'est d'ailleurs pas encore réellement stabilisée puisqu'elle se soulève encore.

Ces dernières années, on s'est rendu compte que dans plusieurs chaînes de montagnes, la situation n'est pas aussi simple. Ces chaînes sont souvent composites, c'est à dire qu'elles sont formées d'un collage de plusieurs morceaux qui possèdent chacun leurs caractéristiques propres. Ces morceaux correspondent à des petites masses continentales, des microcontinents, qu'on appelle d'un affreux terme, les terranes, une transposition du terme anglais "terranes".

Prenons comme exemple le cas de la Cordillère de l'Ouest nord-américain qui est formée de plusieurs éléments accolés les uns aux autres. On a nommé ce mécanisme de construction d'une chaîne de montagnes par collages successifs, l'accrétion des terranes. Des microcontinents (terranes) d'origines variées (agglomérats d'îles volcaniques, fragments de plaques continentales) sont transportés par le tapis roulant des fonds océaniques.

Lorsqu'ils arrivent en collision avec une grande plaque continentale, ces terranes sont arrachés à la plaque qui les transporte et collés à la marge de la grande plaque continentale, car leur densité est trop faible pour qu'ils puissent être enfoncés dans l'asthénosphère. Il peut s'accumuler ainsi plusieurs de ces morceaux "exotiques".

On a souvent tendance à considérer que les reliefs de l'Ouest de l'Amérique du Nord correspondent aux Rocheuses. En fait, les Rocheuses ne constituent qu'une chaîne linéaire immature; sa limite géologique orientale est soulignée par la ligne barbelée rouge sur cette carte.

 

A l'ouest de la chaîne, on retrouve plusieurs entités physiographiques, dont la Sierra Nevada, la Sierra Madre, la chaîne des Cascades, la chaîne côtière, le Grand Bassin, le plateau de Colombia, etc. Sur une carte géologique, on découvre qu'en fait toute cette portion occidentale de la plaque continentale nord-américaine est formée d'un collage de terranes, chacun représenté ici par des couleurs différentes, et qui se sont additionnés depuis 200 Ma (consulter un atlas géographique pour faire la correspondance entre les entités physiographiques énumérées et les terranes de cette carte).

Les grandes chaînes de montagnes se forment donc par convergence de plaques lithosphériques. On retrouve aujourd'hui des chaînes matures à l'intérieur de plaques lithosphériques continentales (exemples: les Himalayas, les Ourals, les Pyrénées, etc.), et c'est tout à fait normal puisqu'elles sont issues de la soudure de deux plaques continentales. Seul le cadre de la tectonique des plaques peut expliquer cette situation. Ainsi, la théorie de l'expansion de la terre (Carey, 1953) ne peut rendre compte de cette présence intraplaque de chaînes plissées contenant des lambeaux de croûte océanique.

 DISCORDANCES DE STRATIFICATION 

Celles-ci correspondent à la limite entre deux strates, celles-ci n’ayant pas subit les mêmes plissements.

Le schéma général est le suivant :

1° Sédimentation – stratification

2° Premier plissement

3°Erosion jusqu’à la racine des plis

4° Second cycle sédimentaire

5° Second plissement etc.

 

La présence de poudingues à la base de la discordance s’explique par la forte pression qui a régné un moment à ce niveau ---->formation d’un conglomérat.

En conclusion ...

Tout ce qui précède tend à démontrer que la théorie de la tectonique des plaques est unificatrice et qu'elle rend compte des grands phénomènes géologiques de la planète. Est-ce à dire que nous avons tout compris? Certainement pas. Nous avons compris le cadre général unificateur, mais il reste encore des inconnues, la principale étant les processus du manteau reliés particulièrement aux cellules de convection qu'on tient pour le moteur de la tectonique des plaques.

LES DIFFERENTS CAS DE FORMATION DE CHAINES DE MONTAGNES

La création des Alpes correspond à la collision de deux plaques tectoniques, c’est un modèle de collision intercontinentale mais ce n’est pas le seul mode de création de montagnes.

Le socle (Pangée) a été l’objet de distensions mais ce n’est pas le seul cas possible et il peut aussi y avoir un effet de compression sans passer par de la distension.

Les datations faites sur la croûte terrestre permettent de remonter au maximum à 3,8Mda alors que les planchers océaniques les plus anciens ont 160Ma. La distension est associée à deux phénomènes :

1 - Les planchers océaniques se refroidissent en vieillissant et ont tendance à s’enfoncer sous leur propre poids. Les subductions créées distendent les croûtes solidaires des planchers qui s’enfoncent.

2 – Le plancher océanique se densifie en refroidissant et devient meilleur conducteur de la chaleur. La croûte continentale a en général 30km d’épaisseur alors que la croûte océanique a une épaisseur moyenne de 7km avec une densité plus élevée. Le plancher océanique évacue donc mieux la chaleur que la croûte continentale ce qui entraîne des mouvements de convection sous la croûte continentale qui provoquent de la distension et un effondrement (rift continental).

Par contre s’il y a directement de la compression, un bombement continental en résulte accompagné de l’apparition de 2 failles inverses. Dans ce cas il n’y a pas d’effondrement donc pas de transgression océanique et pas de dépôt de sédiments. Ce scénario donne plutôt naissance à des chaînes à double vergence. Ce sont des chaînes de montagnes intracontinentales.

 

I – CHAINES INTRACONTINENTALES

I – a) Bombement de socle.

Deux exemples types sont :

l’Anti Atlas au Maroc (sud de la chaîne de l’Atlas)

Les Rocheuses américaines.

Dans l’Anti Atlas marocain, gisements de cobalt (éritrite qui est de l’arséniure de cobalt) et ?? dans des ophiolites du précambrien. Dans ce cas l’érosion a dégagé les terrains les plus récents pour laisser apparaître les plus anciens, on parle alors de boutonnière.

Pour les Rocheuses, la compression est provoquée d’un coté par la subduction liée à la fermeture du Pacifique et de l’autre coté la poussée volcanique de Yellowstone.

I – b) Chaînes de transpression.

Les failles coulissantes sont horizontales. Certaines sont très importantes notamment le long des grands accidents décrochants. Certaines zones sont mises en pression le long des failles en ligne brisée et donnent naissance à des chaînes de transpression.

San Andréa (faille dextre) qui a donné naissance aux collines californiennes (Transverses Rangers). La subduction est en oblique par rapport au continent

Faille du Levant ou du Jourdain (faille senestre) et chaîne de l’Anti Liban. En fait c’est le Sinaï qui monte moins vite vers le N que la plaque arabique.

Ces failles sont transformantes car elles joignent des zones en compression et en distension.

I – c) Refermeture d’un rift continental.

Ce cas présente une double vergence et il est plus complexe.

Exemple : - Haut Atlas marocain

- Pyrénées.

Dans les Pyrénées, il est possible de trouver de la péridotite serpentinisée notamment près du lac de Lherz (actuellement Lhers dans l’Ariège): la lherzolite. Mais il n’y a pas eu de fusion partielle et elle n’est pas appauvrie. Le scénario de formation des Pyrénées reste en discussion, il est très lié à la connaissance des couches profondes et de nouveaux résultats peuvent le modifier ou le compléter de même que l’histoire de la microplaque ibérique. Dans le cas des Alpes, l ‘Apulie est africaine alors que la plaque ibérique est européenne.

On retrouve les mêmes roches du socle en Bretagne et dans la Cordillère Cantabrique au N de l’Espagne. Il y a eu rotation de la plaque ibérique avec l’ouverture du Golfe du Lion, elle a même dépassé sa position actuelle et est revenue en sens inverse. La chaîne des Pyrénées est plus âgée que les Alpes et les massifs de la Provence sont en grande partie une conséquence de l’orogenèse pyrénéenne. voir figure genèse des Pyrénées + figure coupe des Pyrénées et rocheuses

 

I – d) Chaîne de clivage intracontinental.

Ce sont les chaînes où il y a eu raccourcissement du socle sous des dépôts sédimentaires. Ce raccourcissement peut par exemple être dû à un clivage du socle. Dans ce cas la couverture sédimentaire se décolle, des écailles se forment et s’empilent (c’est l’équivalent sur le continent du prisme d’accrétion dans les zones de subduction océaniques).

Exemples : le Jura

les rocheuses canadiennes (Foothills).

Le Bas Dauphiné passe sous Belledonne et de même le socle du Jura passe sous le Mont Blanc ce qui a entraîné le plissement du Jura. La partie plissée est près des Alpes et la partie tabulaire vers la Bresse. Il y a une variation importante de l’épaisseur de dépôts NW/SE ce qui explique les zones plissées et tabulaires. Le calcaire tithonien alpin est tithonique c’est à dire qu’il correspond à une mer assez profonde alors que le Jura est tithonique récifal donc formé dans une mer moins profonde. Le massif du Jura se perd dans le Vercors.

II – CHAINES de MONTAGNES INTERCONTINENTALES.

II – a) Chaînes de subduction.

Quand le plancher océanique s’enfonce de lui-même sous son propre poids sous un autre plancher océanique ou sous un continent, il descend très verticalement, il n’y a donc pas de compression mais apparition d’un volcanisme.

Il peut cependant y avoir compression comme effet secondaire. Les sédiments plus légers résistent à un tel enfoncement et forment des écailles sédimentaires qui s’empilent du fait de la compression résultant du raccourcissement du plancher. Ce sont des prismes d’accrétion comme les îles Tonga ou de La Barbade.

Thétis n’a pas suivi ce scénario car cet océan était trop jeune et le plancher pas assez lourd. La subduction se fait avec un angle beaucoup plus faible, il y a donc plus de frottement et de compression à l’interface océan continent: il y a même de l’érosion de la plaque continentale par le dessous. Dans ce cas il n’y a pas de volcanisme associé et les sédiments vont en profondeur.

Cas particulier des Andes où les deux scénarios se retrouvent, c’est certainement le cas le plus significatif. Avec la progression de la subduction, le fond devient de moins en moins lourd, la pente de subduction diminue et le métamorphisme est plus faible (schistes verts), il y a moins de volcanisme et passage en compression. L’altiplano est un bassin arrière arc (sédiments avec fossiles du tertiaire) porté en altitude à plus de 5000m sans déformation significative. Cette surrection est le résultat d’un fort épaississement crustal (croûte épaisse de 70km). Les deux scénarios (compression et absence de compression) coexistent dans les Andes à quelques centaines de km. L’activité volcanique n’est pas continue le long de la chaîne. voir figures subduction des Andes 1,2 et 3

II – b) Chaînes d’obduction.

Exemple du Chenaillet. Quand il y a obduction, les ophiolites en surface n’ont pas subi de métamorphisme. Le Viso est aussi constitué d’ophiolites mais ce n’est pas une chaîne d’obduction car il y a eu métamorphisme de subduction. Le plancher océanique s’enfonce rapidement ce qui provoque un métamorphisme HP (schistes bleus dont le minéral de référence est le glaucophane). Des pyroxènes HP (jadéite) et des grenats donnent le faciès des éclogites.

La formation des pyroxènes à partir des amphiboles libère de l’eau qui provoque la fusion du manteau qui est déshydraté et un volcanisme dit de subduction.

Il n’y a pas de métamorphisme HP au Chenaillet, seulement une hydratation de pyroxènes, on parle de métamorphisme océanique par hydratation. Le Viso est remonté à la surface après avoir subducté, ce n’est donc pas de l’obduction. Il y a eu exhumation d’un lambeau de plancher océanique avec rétrométamorphisme.

 

Lors de subductions, les éléments de croûte peuvent s’enfoncer jusqu’à 80km et certains lambeaux peuvent remonter par des mécanismes mal connus.

Le Chenaillet a certainement été un des tous premiers reliefs des Alpes (-70Ma).

 

Ce mécanisme est un peu dépassé. Ce ne peut pas être le cas du Chenaillet car il ne peut pas y avoir eu de changement de vergence de la subduction.

 

Le Chenaillet aurait pu faire partie de l’Apulie (version 1 ci dessus) ou de l’Europe (version 2 ci dessous). La seconde version est la plus crédible.

Obductions existantes : - Suture de l’Indus (ou du Stang Po coté chinois) de l’Himalaya,

- Viso, Chenaillet

- Oman Les ophiolites représente le charriage d’une écaille épaisse. Ces unités ont subi un métamorphisme HP (faciès éclogites et schistes bleus) puis elles sont remontées sous la pression isostatique et elles affleurent au cœur des ophiolites dans une fenêtre tectonique. On est dans le cas d’une refermeture du golfe persique avec rotation de la plaque arabique.

- Grèce (massif Entailyat ?)

- Chypre (massif du Troodos) Présence de dunite sur le sommet le plus élevé le Mont Olympe

- Cap Corse

- Chamrousse

- Nouvelle Calédonie (péridotite nickélifère).

Il peut y avoir du métamorphisme dans le cas des obductions mais pas du métamorphisme de subduction (HP).

 

II – c) Collision ou chaîne inter plaque ou intercontinentale.

La collision se produit lors de la fermeture d’un océan, ce sont des chaînes de subduction continentale. Cette subduction continentale est précédée d’une subduction d’un plancher océanique ou d’une obduction.

II – c1) Chaînes liminaires.

Rencontre d’un micro continent et d’un gros continent, ce dernier ne bouge pas et le micro continent essaie de passer sous le gros.

Dans l’océan alpin, il y avait des " cratons " dont les collisions ont précédé celle de l’Apulie. Au niveau de ces cratons il y a 2 sutures alors qu’il y en a qu’une au N et au S. cas de Sesia ?

 

Lors de la subduction un arc volcanique se crée à proximité d’une croûte continentale. C’est une chaîne liminaire. Le stade chaîne liminaire précède la collision du type alpin.

Exemples de Taiwan et du Nevada aux USA.

II – c2) Chaînes de collisions intercontinentales.

Exemples : - Alpes

- Himalaya

- Chaîne Calédonienne

- Chaîne Hercynienne : Chamrousse est un bassin arrière arc qui s’est formé à la création de la chaîne hercynienne.

L’Inde s’est détachée de l’Afrique après le sud Tibet et ? L’Himalaya résulte de la collision de l’Inde avec l’Asie. Création puis fermeture des océans Paléothétys, Néothétys (suture de l’Indus) et Mésothétys. voir figure Himalaya

II – c3) Collages

Ce type de montagnes a été identifié en 1970, l’exemple le plus important concerne la subduction de la plaque pacifique sous la plaque nord américaine. Un certain nombre d’îles (Iles de la Reine Charlotte, île de Vancouver) remontent le long de la marge, parallèlement à la faille et non par perpendiculairement. Ces îles viennent s’accumuler sur la cote sud de l’Alaska, il a été possible de montrer qu’elles provenaient de latitudes différentes (paléomagnétisme, présence de fossiles). voir figure collages 1

En fait, la subduction de la plaque pacifique se fait en oblique sous la plaque nord américaine. Ceci est confirmé par la nature de la faille de San Andréa (faille coulissante dextre). Les îles s’accumulent au changement d’orientation de la cote de l’Alaska. Dans ce cas, il n’y a pas de suture ophiolitique ce qui distingue ce cas de celui des chaînes liminaires.

Les îles du Japon présentent des discontinuités géologiques qui pourraient s’expliquer avec l’action de failles transformantes provoquant l’accumulation de blocs différents.

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Date de dernière mise à jour : 05/10/2012