La formation des chaînes de montagnes

Introduction

Les chaînes de montagnes sont des reliefs d’altitude rassemblant plusieurs montagnes, sommets, pics… La formation des chaînes de montagnes est liée à la tectonique des plaques.

• Quelles sont les conditions de formation des chaînes de montagne ?

• Quelles sont les déformations accompagnantes la formation des chaînes de montagnes ?

I – La mise en évidence de la relation entre la formation des chaînes de montagnes et la tectonique des plaques

1 – Rappel

a – Structure de la terre (figure 1)

La lithosphère constitue la partie superficielle de la terre et forme les plaques rigides de la tectonique des plaques. Elle se compose de la croûte (terrestre et océanique) et d’une partie du manteau supérieur.

La croûte terrestre est essentiellement constituée par le Granite, et la croûte océanique est essentiellement constituée par le Basalte, et le manteau est constitué par la péridotite.

b – Les plaques tectoniques

La figure 2 représente la répartition des séismes et des volcans sur la surface du globe terrestre, et la figure 3 représente les limites des plaques tectoniques. À l’aide de ces deux figures :

Q-1 – Déterminez une définition à la plaque tectonique.

Q-2 – Déterminez les types de contacts entre les plaques tectoniques.

R-1 – La plaque tectonique est un large fragment lithosphérique de faible activité séismique et volcanique, mais qui est limitée par des ceintures serrées et actives (séismes et volcans).

R-2 – Il existe 3 types de contacts entre les plaques océaniques :

• Zones de convergence : au niveau des zones de subduction et de collision.

• Zones de divergence : au niveau des dorsales océaniques.

• Les frontières transformantes.

2 – Relation entre les chaînes de montagnes et la tectonique des plaques

La figure 4 représente la répartition des chaînes de montagnes récents.

Q-1 – À l’aide des figures 3 et 4, Déterminez la position des chaînes montagnes récentes.

Q-2 – Déterminez les types des chines de montagnes.

R-1 – On remarque que les chaînes de montagnes récentes se situent au niveau des zones de convergence entre les plaques tectoniques.

R-2 – Selon la position de formation des chaînes de montagnes, on distingue 3 types :

• Les chaînes de subduction : se forme au niveau des zones de subduction (Chaîne d’Andes).

• Les chaînes de collision : se forme au niveau des zones de collision (Chaîne d’Himalaya).

• Les chaînes d’obduction : se forme au niveau des zones d’obduction (Chaîne d’Oman).

III – Les chaînes de subductions et leur relation avec la tectonique des plaques

1 – Les chaînes de subduction : Les Andes comme exemple

a – Les caractéristiques des chaînes de subduction

Pour mettre en évidence les caractéristiques des chaînes de subduction on propose l’étude des données suivantes :

La figure 5 représente quelques caractéristiques structurales et physiologiques observées au niveau du continent d’Amérique du Sud.

Q-1 – Que peut-on conclure de la comparaison entre la marge ouest et la marge est de l’Amérique du Sud ?

La figure 6 représente la profondeur des foyers des séismes au niveau du oust du continent d’Amérique Sud.

Q-2 – Interprétez les résultats représentés par cette figure.

La figure 7 représente la répartition des isothermes, courbes d’égale Températures (en °C), dans la Lithosphère au niveau de la zone de subduction.

Q-3 – Interprétez les données de cette figure.

R-1 – La marge ouest est caractérisée par :

• La présence d’une chaîne de montagne côtière de largeur étroite, qui s’étend du nord au sud tout le long de la côte occidentale.

• La présence de fosse océanique dont la profondeur peut dépasser 8 000 m : fosse Pérou-chili.

• La présence d’une activité sismique et volcanique intense : on parle de marge active ; les volcans sont de types explosifs caractérisé par des éruptions fortement explosives.

De ces remarques, on peut conclure que les chaînes de subductions se forme au niveau des marges actives des continents.

R-2 – On remarque que la profondeur des foyers augmente lorsque on se déplace de la fosse océanique vers l’intérieur du continent d’Amérique du Sud, c’est une répartition inclinée des foyers suivant le plan de Bénioff. Cette répartition est due à l’enfoncement de la plaque océanique en dessous de la plaque continentale, donnant naissance aux séismes .

R-3 – Au niveau de la zone de subduction, on remarque que les isothermes sont incliné vers la profondeur (anomalie négative), ce qui indique qu’il y a un refroidissement de la zone de subduction. Cette chute de température est due à l’enfoncement de la plaque océanique froide, et L’équilibre thermique ne peut pas se faire, car la vitesse de subduction est trop rapide.

Remarque : On constate une deuxième anomalie, les isothermes remontent, il s’agit d’une anomalie thermique positive due à la remontée d’un magma très chaud (volcans).

Conclusion : Les marges actives sont toujours marquées par des activités géologiques importantes. Sismicité importante, anomalies de flux de chaleur et volcanisme explosif. Ces activités géologiques ont permis de tracer la signature de la plaque plongeante sous la plaque chevauchante on parle de zones de subduction. Ainsi la plaque océanique (Nazca) plus dense et moins épaisse s’enfonce d’une façon inclinée sous la plaque continentale (Amérique de Sud) moins dense et plus épaisse.

b – Magmatisme des zones de subduction

Les chaînes de subduction se caractérisent par la présence de la roche d’andésite. Pour connaître plus cette roche, on propose les données suivantes :

La figure () présente la structure de la roche d’andésite.

Q-1 – Déterminez la structure de cette roche et déduisez les conditions de sa solidification.

La figure () présente l’axe du volcanisme andésitique dans des régions différentes.

Q-2 – Déterminez la profondeur de la formation du volcanisme andésitique.

La figure () présente les conditions de la fusion expérimentale de la péridotite en présence et en absence d’eau.

Q-3 – Déterminez, graphiquement, le point de formation du magma andésitique.

Q-4 – Déterminez l’état physique de la péridotite dans ce point.

Q-5 – Expliquez la formation de du magma à ce niveau.

R-1 – L’andésite se caractérise par une structure microlitique. Elle contient, essentiellement, de petits cristaux (les microlites) dispersées dans du vers (elle contient aussi quelques grands cristaux, comme le plagioclase et le pyroxène).

La formation de la roche d’andésite se fait en deux étapes :

• solidification rapide sur la surface, qui donne le vers et les microlites

• une période de solidification lente en profondeur qui a donné les grands cristaux.

R-2 – Le magma andésitique se forme toujours dans une profondeur approximative de 150 km.

R-3 – La température de la profondeur de formation du magma andésitique est 1200C.

R-4 – La péridotite est en état solide en absence d’eau, et en état liquide en présence d’eau.

R-5 – La formation du magma andésitique peut être expliqué comme suivant :

• Quand la croûte océanique s’enfonce en dessous de la croûte continentale, elle est soumise à une grande température et pression, ce qui provoque sa perte d’eau.

• L’eau perdue par la croûte océanique, s’accumule à une profondeur approximative de 150 km, ce qui provoque la fusion partielle de la péridotite qui constitue le manteau supérieur, et ainsi la formation du magma andésitique.

c – Les étapes de formation des chaînes de subduction

La cordillère des Andes est le résultat du rapprochement et enfouissement (subduction) de plaques océaniques plus dense sous la plaque lithosphérique continentale d’Amérique du sud moins dense et qui se produit par étapes :

• En premier lieu suite aux contraintes tectoniques compressives la plaque océanique devient plus dense se brise et s’enfonce lentement sous la lithosphère continentale.

• Dans la zone d’affrontement se crée une fosse et Les sédiments marin recouvrant la plaque plongeante seront rabotés et raclés par la laque chevauchant et formation de prisme d’accrétion.

• Les roches de la croûte océanique plongeante subissent en profondeur des pressions et des températures de plus en plus grandes elles se transforment et libèrent l’eau qui crée les conditions de fusion partielle de la péridotite avec production d’un magma Andésitique.

• Surrection d’un relief (chaîne de montagne) par un épaississement de la croute continentale lié à un raccourcissement et un empilement résultat des contraintes tectoniques compressives.

Conclusion : Les zones de subduction sont des frontières convergentes où la lithosphère océanique plonge dans l’asthénosphère elles sont associées à une déformation de la croute continentale donnant naissance à des chaînes de subduction présentant des caractéristiques structurales, géophysiques, pétrographiques et tectoniques (voir précédemment).

Remarque :

Zone de subduction océanique : convergence entre deux plaques océaniques : la plus dense, généralement la plus vieille s’enfonce sous l'autre pour former une zone de subduction.

2 – Les chaîne d’obduction

a – Les caractéristiques structurales pétrographiques des chaînes d’obduction

La figure (a) présente une carte géographique montrant la chine d’Al Hajar, tandis que la figure (b) est une carte géologique simplifiée de cette chaîne.

La figure c présente une colonne du complexe ophiolitique.

La figure d présente une coupe simplifiée des chaînes d’Al Hajar.

Q-1 – Décrivez la répartition de la chaîne d’Al Hajar et dégagez ses caractéristiques structurales et pétrographique.

Q-2 – À partir des données de la coupe géologique proposez une explication sur la relation entre cette chaîne et la tectonique des plaques.

R-1 – Caractéristiques des chaînes d’Al Hajar :

• Caractéristiques pétrographiques : de vastes affleurements d’un complexe ophiolitique (500Km) avec à l’avant dans le continent des sédiments marins : radiolarites.

• Caractéristiques structurales et tectoniques : présence de plis, de failles inverses et des nappes de charriages (complexe Hawasna : formée de sédiments marin).

R-2 – D’après la coupe géologique on constate des formations de la croûte océanique surplombe et chevauche la croûte continentale (socle granitique) ceci s’oppose à la subduction on parle d’obduction.

On peut expliquer que l’obduction est la conséquence du blocage d’une subduction et chevauchement de la plaque océanique sur le continent.

Bilan : Dans certaines circonstances, la croûte océanique ne s’enfonce pas sous le continent mais vient au contraire le chevaucher d’où le terme d’obduction et donne naissance aux chaînes d’obduction caractérisé par la présence des ophiolites qui témoignent d’un blocage de subduction (voir caractéristiques précédemment).

b – Les étapes de la formation des chaînes de montagnes d’Oman

Les coupes suivantes montrent la succession des événements aboutissant à la formation de la chaîne d’obduction d’Oman. Décrivez les étapes de formation de cette chaîne et sa relation avec la tectonique des plaques.

• Avant – 100Ma et dans l’océan Téthys se sont déposés les sédiments radiolarites sur des basaltes en coussin, cette période est caractérisée par l’action des forces compressives (rapprochement de la plaque africaine à la plaque Eurasienne) ; la plaque océanique subit une grande cassure (faille) suivi d’une subduction intra-océanique.

• – 90 Ma le phénomène de subduction se poursuit et progressivement le continent d’Oman se rapproche à la zone de subduction et le domaine marin disparaît. Arrivant à la zone de subduction, et de faite de sa faible densité la lithosphère continentale ne s’enfonce pas sous la lithosphère océanique ce qui entraîne le blocage de la subduction.

• Du – 70Ma à l’actuel : l’effet des forces compressives se poursuit poussant la croûte océanique et une partie du manteau à glisser au-dessous de la lithosphère continentale : c’est l’obduction poussant devant elle les sédiments marins pour de grande distance pour former des nappes de charriages.

Bilan :

• Le phénomène d’obduction est le phénomène qui est à l’origine de la formation des chaînes d’obduction.

• L’obduction est la conséquence d’un blocage de la subduction qui entraîne la croûte océanique et une partie du manteau à glisser et chevaucher sur la lithosphère continentale poussant devant elle les sédiments du fond marin.

• Les chaînes d’obduction présentent des caractéristiques structurales (plis, failles inverses, nappes de charriages) des caractéristiques pétrographiques : complexe ophiolitique composée de basaltes en coussinet, des filons basaltiques, des gabbros et la péridotite et dans certaines régions on observe la discontinuité de Moho.

3 – Les chaînes de collisions

b – Caractéristiques tectoniques et pétrographiques

La figure suivante présente une coupe synthétique simplifiée de l’Himalaya sur la transversale AA’.

Q – A l’aide de la carte géologique et la coupe géologique, dégagez les caractéristiques tectoniques et pétrographique de la chaîne d’Himalaya et leurs significations.

• Caractéristiques pétrographiques :

• Présence des granitoïdes (pluton granitique) et l’andésite ainsi que le prisme d’accrétion montrent une subduction : la lithosphère océanique de la plaque indo-australienne plonge sous la lithosphère continentale de la plaque Eurasienne.

• Présence d’ophiolite (non métamorphisé) témoigne d’une abduction. En plus des sédiments du fond marin prouve la suture (fermeture) d’un océan.

• Présence des roches métamorphique caractérisant un métamorphisme régional (HT/HP).

• Caractéristiques tectoniques : Plissements, failles inverses, chevauchements et charriages témoignent d’une forte compression lors de la collision de l’inde avec l’Asie provoquant un raccourcissement et un épaississement de la croute continentale avec augmentation de la profondeur du Moho (>80Km) et surrection des reliefs.

Bilan : On déduit donc que l’Himalaya est une chaîne de collision précédée d’une subduction et obduction.

b – Les étapes de formation des chaînes de collision et leur relation avec la tectonique des plaques

La figure suintante présente les différentes étapes de la formation de l’Himalaya.

Q – Décrivez les étapes successives de la formation de l’Himalaya.

R-

• Avant – 100 Ma : L’Inde était séparé de l’Eurasie par l’océan Téthys. La subduction intra-océanique qui s’est produite au fond de l’océan Téthys par le plongement de la lithosphère océanique propre à la plaque indienne sous la lithosphère océanique de la plaque Eurasienne favorise le développement d’un magmatisme andésitique de la part de Tibet (andésite, pluton de granitoïde) −90 Ma lorsque l’inde arrive au niveau de la subduction il y a blocage de la subduction entraînant une obduction de la lithosphère océanique liée à l’Eurasie poussant au-devant des sédiments marins (prisme d’accrétion et charriage) chevauchant ainsi la croûte continentale indienne.

• Du – 45 Ma a – 20Ma : Les forces compressives se poursuivent entraînant la fermeture du Téthys et collision continentale (confrontation inde – Eurasie), la collision résulte de l’impossibilité de la lithosphère continentale trop légère de s’enfoncer profondément dans le manteau et le relief résulte d’un épaississement de la croûte continentale suite à un empilement de chevauchements de même sens que la subduction.

Bilan :

Les chaînes de collision sont des frontières de convergence marquées par un raccourcissement horizontal de la Lithosphère Continentale, dû aux forces de compression. Ce raccourcissement entraîne des mouvements verticaux à l’origine d’un épaississement de la Lithosphère Continentale. Suivant le contexte géodynamique de la chaîne on distingue :

• Des chaînes de collision précédée d’une subduction caractérisée par l’absence de suture d’ophiolite.

• Des chaînes de collision précédées d’une obduction caractérisée par un complexe ophiolitique jouant le rôle de suture entre les blocs lithosphériques en collision.

Conclusion générale :

La formation des chaînes de montagnes est le résultat des mouvements des plaques tectoniques de zones de convergence, elles renferment en elles des indices qui témoignent du contexte géodynamique de leur formation suivant ces indices on peut déduire le type de chaîne :

• Chaîne de subduction liée au phénomène de la subduction.

• Chaîne d’obduction liée au phénomène d’obduction.

• Chaîne de collision liée au phénomène de collision.

Lors de leur formation et sous l’effet des forces compressives les roches subissent des déformations et des déplacements considérables dites déformations tectoniques.

II – Les différents types de déformations tectoniques dans les chaînes de montagne

1 – Les déformations souples continues ou ductiles : Les plis

a – Définition

La figure suivante présente une photo (a) et un schéma de plis (b).

Q-1 – Donnez une définition aux plis ?

Q-2 – Dégagez les éléments d’un pli.

R-1 – Un pli est une déformation souple continue des couches géologiques, initialement planes, sous forme d’ondulations, à la suite d’une contrainte tectonique. On distingue entre :

• Pli anticlinal : un pli convexe dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes.

• Pli synclinal : est un pli concave dont les strates géologiques les plus récentes se trouvent dans le cœur du synclinal.

R-2 – les éléments d’un pli sont :

• La charnière : est une zone de courbure maximale et les flancs relient deux charnières.

• Flanc du pli : est la surface qui raccorde deux charnières successives.

• Plan axial (ou surface axiale) : surface imaginaire qui relie les charnières des couches du pli.

• Axe du pli : ligne de bissectrice entre le plan axial et la surface topographique.

b. Classification des plis

Selon l’inclinaison du plan axial on distingue différents types de plis, la figure suivante présente les différents types.

2 – Les déformations discontinues : cassantes : les failles

a – Définition

La faille est déformation discontinue qui est une cassure au niveau des couches de terrain qui s’accompagne d’un déplacement des deux compartiments ainsi créés.

La faille est constituée par :

• Les 2 compartiments : le mur : compartiment soulevé (en dessous de la faille).

• Le toit : compartiment affaissé (au-dessus de la faille).

• Plan de faille : C’est la surface le long de laquelle les deux compartiments ont glissé, soit à l’oblique, soit à la verticale. Accompagné par une surface polie dite miroir). On peut décrire le plan de faille en mesurant son inclinaison ou son angle de pendage (α) par rapport à la verticale.

• Le rejet de la faille :

• R : rejet vertical : c’est la différence d’altitude entre les deux blocs.

• r : rejet horizontal : mesure du glissement des blocs l’un conte l’autre.

b – Les types de failles

Faille normale : faille le long de laquelle les roches au-dessus du plan de faille se déplacent vers le bas par rapport aux roches sous le plan de faille. Les failles normales se forment lorsque deux blocs de roche s’éloignent l’un de l’autre en raison d’une distension (il y a extension).

Faille inverse : faille le long de laquelle les roches au-dessus du plan de faille se déplacent vers le haut par rapport aux roches sous le plan de faille. Les failles inverses se forment lorsque deux blocs de roche sont poussés l’un vers l’autre en raison d’une compression.

Décrochement : faille le long de laquelle le déplacement relatif s’effectue horizontalement le long du plan de faille séparant des blocs de roche adjacents : et on note décrochement dextre (sens d’aiguille d’une montre) décrochement senestre.

3 – Les déformations intermédiaires

Dans les conditions de compression certaines des déformations souples (plis) évoluent en déformations intermédiaires :

• Pli – faille : pli déversé ou couché dont le flanc inverse a été laminé par une faille inverse.

• Chevauchement : est un mouvement tectonique ou une série de terrains en recouvre une autre par le biais d’un contact anormal de type faille inverse, généralement de faible inclinaison et d’une portée limitée (quelque Km).

• Nappe de charriage : correspondent à des unités tectoniques de beaucoup plus grande dimension, de portée pouvant atteindre plusieurs dizaines à plus de la centaine de Km.

Dans ce cas on distingue l’unité chevauchée restée sur place dite autochtone et l’unité charriée est dite allochtone.

Bilan : Plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriages sont des indices d’un épaississement crustal s’expliquant par un raccourcissement de la croûte continentale ces épaississements génèrent des reliefs élevés se sont des chaînes de collision et de subduction.