Cours : Formation et disparition des océans : témoins d’un passé mouvementé de la Terre

La formation des chaînes de montagnes

Commençons par l’étude de cartes topographiques et géologiques dans le but de comparer relief et types de roches.

Les chaînes de montagnes sur les cartes

En observant une carte des reliefs de l’Europe, on peut constater une certaine continuité entre les grandes chaînes de montagne.
On voit par exemple que les Apennins (trait bleu foncé) en Italie sont dans le prolongement des Alpes du Sud (trait bleu), tout comme les Carpates (trait vert foncé) en Europe centrale sont reliées aux Alpes autrichiennes (trait vert). Si l’on prolonge encore les Alpes à l’est, on peut voir la chaîne anatolienne (trait rouge foncé) en Turquie qui s’étend selon le même axe (trait rouge).

Cet alignement borde la plaque eurasienne au Sud.

• On parle alors de ceinture orogénique.

Concentrons-nous à présent sur l’étude de la France dont voici la carte géologique (ci-dessous).

On peut observer dans un premier temps plusieurs ensembles géologiques :

• le Massif armoricain (Bretagne) ;
• les bassins parisien et aquitain ;
• le Massif central ;
• les Alpes ;
• les Pyrénées.

Si l’on regarde ces grands ensembles et leur relief (cf. carte de l’Europe déjà étudiée ci-dessus), on observe pourtant que, contrairement aux autres ensembles français, le Massif armoricain ($416\,\text{m}$ et les bassins ($\sim{178}\,\text{m}$) sont de faible altitude.
Comment expliquer que le Massif armoricain ait un faible relief alors que c’est un « massif » ? Pour répondre à cette question, penchons-nous sur la légende de notre carte géologique.

Les cycles orogéniques

L’étude de la légende de la carte géologique de France nous montre que les roches du Massif armoricain datent de plus de $250\,\text{Ma}$. De plus, on peut voir à droite de la légende que l’âge des roches en Bretagne correspond à celui de deux orogénèses : les orogénèses varisque et cadomienne.

Le Massif armoricain correspond donc à une chaîne de montagne ancienne ; et si aujourd’hui son relief est moins important, c’est qu’elle a été érodée au cours du temps. Les roches présentes au cœur de la chaîne lors de sa formation sont maintenant à l’affleurement.

Nous souhaiterions donc à présent étudier la formation d’une chaîne de montagne. Mais avant toute chose, retournons voir la carte géologique de France pour y soulever un paradoxe.
Les montagnes résultent de la collision entre deux plaques continentales. Cependant, on peut observer la présence de roches sédimentaires situées sur les chaînes de montagne. On sait pourtant que les roches sédimentaires se forment au fond des océans…

Les marqueurs océaniques dans les Alpes

Le Chenaillet, un plancher océanique en altitude

Si l’on se dirige à l’est, dans les Alpes internes, une balade au Chenaillet permet de découvrir une grande diversité de roches. On peut voir ci-dessous le panorama du Chenaillet puis les différentes roches observées sur le terrain.

À gauche de la photographie se trouve une zone avec des radiolarites et calcschistes.

Les radiolarites et calcschistes sont des roches sédimentaires se formant à une grande profondeur ($-4000\,\text{m}$ pour les radiolarites).

• Ces roches se sont donc formées au fond d’un océan.

Les roches suivantes sont des roches magmatiques typiques du plancher océanique (des ophiolites).

• Les basaltes en coussin notamment (ou « pillow lava ») résultent d’un volcanisme marin.

Comment ce plancher s’est-il retrouvé là ?

Nous allons commencer par des observations de terrain afin de retrouver les marqueurs de compression et d’étudier les roches composants les chaînes de montagnes ; puis nous verrons quel est le scénario de la formation des Alpes.

Le Queyras, relique de la subduction

Continuons notre progression vers l’est pour rechercher d’autres marqueurs de l’histoire des Alpes.
Dans le Queyras, au col de Saint-Véran, nous pouvons observer des métabasaltes et des métagabbros.

On peut voir sur cette photographie que la roche contient du glaucophane et de l’épidote. Si vous vous souvenez de vos cours de première, vous savez certainement que ces minéraux sont des marqueurs d’un métamorphisme de faciès « schiste bleu » que l’on retrouve dans les zones de subduction.

Les Alpes externes, marqueurs de collision

Cap sur l’ouest : le Vercors et la Chartreuse sont des massifs montagneux en bordure des Alpes. Ils font partie des Alpes externes. Ces massifs sont composés de roches sédimentaires calcaires datant du Crétacé. Il est assez facile d’observer dans le paysage les couches de sédiments ainsi que des signes de déformation.

Voyons plutôt :

Au niveau de Sassenage, entre la Chartreuse et le Vercors, on peut ainsi observer un pli et une faille inverse.

• Ceux-ci étant des marqueurs de compression, on se trouve donc bien dans une zone de convergence.

Résumé de la formation des Alpes

Les Alpes sont un ancien océan qui s’est refermé. Lors de la fermeture de l’océan, le plancher océanique est entré en subduction, puis il y a eu collision entre deux croûtes continentales. Lors de la collision, il y a eu exhumation des roches océaniques entrées en subduction. On retrouve ces roches dans les ophiolites du Chenaillet, du Queyras et du massif de Dora Maira.

L’ouverture des océans

Nous avons vu que la fermeture d’un océan aboutit à une chaîne de montagne. Vous avez étudié en classe de première la formation du plancher océanique et sa subduction. Nous allons maintenant voir comment s’organise la genèse de l’océan.

La marge passive Atlantique

Pour cela nous allons dans un premier temps étudier la marge passive de l’océan Atlantique.

Dans une marge passive, la croûte continentale et la croûte océanique appartiennent à la même plaque lithosphérique.

Étudions donc les marges passives pour comprendre comment s’est ouvert l’océan. Pour ce faire, nous allons plus précisément nous intéresser aux marges du golfe de Gascogne. Cette étude est possible grâce à la réalisation de profils sismiques.

Un profil sismique s’obtient par sismique réflexion ou réfraction.

On peut voir sur ces profils des failles normales (en bleu). Dans le profil A, la zone orange correspond à un bloc basculé : on peut voir que les couches sédimentaires à cet endroit ne sont plus horizontales. De plus, on voit que des sédiments du Crétacé à aujourd’hui sont venus combler les espaces créés par le basculement des blocs (zone verte). Les sédiments de cette zone sont dits « post-rift » et permettent de dater le basculement des blocs (nous vous renvoyons pour cela au cours sur la datation relative).

On en retrouve d’ailleurs également dans la chaîne des Alpes où ils constituent des reliques de la marge passive de l’océan disparu.

Le Taillefer est un massif granitique. On peut voir que son versant ouest est incliné, il marque une limite avec les roches sédimentaires se trouvant en discordance sur ce versant. Ces roches sont sédimentaires et plus récentes que le Taillefer, elles se sont formées dans un bassin entre deux blocs basculés (La Mure et Taillefer). On peut observer des failles à l’est du Taillefer qui marquent la limite entre ce massif et les roches sédimentaires de Bourg d’Oisans. Les roches de Bourg d’Oisans se sont formées dans le bassin entre le Taillefer et le Rochail.

Le rift des Afars

Il existe donc, à la limite d’un océan et d’un continent, une zone de transition caractérisée par des marqueurs de divergence (blocs basculés, failles normales). Nous allons maintenant nous intéresser aux mécanismes qui permettent la mise en place des marges passives et des blocs basculés.
Pour ce faire, nous allons étudier une zone très particulière du globe terrestre : le rift des Afars ou « Rift est-africain ».

Ce rift est situé à l’est du continent africain. C’est une zone active en plein milieu d’une croûte continentale. On y relève notamment, au centre, de nombreux séismes et une importante activité volcanique.

Sur des photographies aériennes, on peut observer une morphologie en escaliers de part et d’autre du centre du rift.

• Chaque marche d’escalier correspond à un futur bloc basculé.

Sur le schéma ci-dessous, on peut observer comment ces blocs basculés se mettent en place.

Les forces de divergence étirent la lithosphère continentale. Cette dernière cède sous la contrainte : il en résulte des failles normales. La lithosphère continuant de s’étirer, les blocs basculent en coulissant le long des failles. La remontée du manteau asthénosphérique provoque la divergence de la lithosphère continentale. Le rift et la divergence associée sont des conséquences de cette remontée.

• C’est le début de l’océanisation.