Passé mouvementé de la Terre : marges, ophiolites, chaînes

Domaines continentaux d’âges variés et ceintures orogéniques, ophiolites et sutures, métamorphisme des ophiolites subduites et chemins pression-température, rifts et marges passives, cycle orogénique, histoire des Alpes et paléogéographie.

À propos de cette page

Ce cours de SVT de terminale spécialité sur le passé mouvementé de la Terre suit cinq parties : les domaines continentaux d’âges variés et les ceintures orogéniques, les ophiolites et les sutures, le métamorphisme des ophiolites subduites et les chemins pression-température, les rifts et les marges passives, puis le cycle orogénique, l’histoire des Alpes et la paléogéographie. Deux figures : un diagramme des faciès avec le chemin d’une roche du Viso, une coupe de marge passive à blocs basculés.

Des continents faits de domaines d’âges variés

Rappel. En 1^re, tu as étudié la tectonique actuelle : dorsales et rifts (« Divergence »), subduction et collision avec leurs marqueurs (« Convergence »). En terminale, on se sert de ces marqueurs pour lire, dans les roches, des événements passés et reconstituer l’histoire de la Terre.

Ce qu’il faut savoir Des domaines d’âges différents. Un continent n’a pas un âge unique : il juxtapose des domaines dont les roches magmatiques et métamorphiques ont des âges différents. Au cœur de plusieurs continents affleurent des cratons (ou boucliers) très anciens, de plus de 2,5 milliards d’années : le gneiss d’Acasta (Canada) a environ 4,03 milliards d’années. Autour d’eux, des ceintures orogéniques, longues bandes de roches déformées et métamorphisées, sont les reliquats d’anciennes chaînes de montagnes.
Le cycle orogénique. Chaque ceinture est le résultat d’un cycle orogénique : fragmentation d’un continent et ouverture d’un océan, fermeture de cet océan par subduction, collision des continents qui le bordaient et formation d’une chaîne, puis érosion de la chaîne. Les cycles se sont succédé ; sur la carte géologique du monde on reconnaît par exemple :

Ceinture orogénique	Âge approximatif	Où l’observer
grenvillienne	vers 1,1 à 1,0 milliard d’années	est du Canada
calédonienne	vers 490 à 390 Ma	Scandinavie, Écosse
varisque (ou hercynienne)	vers 380 à 300 Ma	Massif central, Massif armoricain, Vosges, Ardenne
alpine et himalayenne	Crétacé et Cénozoïque, encore active	Alpes, Pyrénées, Himalaya

Ce qu’il faut savoir (suite) La France au millionième. Sur la carte géologique de la France au millionième (BRGM), les couleurs des roches magmatiques et métamorphiques désignent leur âge. Le nord du Massif armoricain est un domaine cadomien (chaîne formée vers 620 à 540 Ma) qui garde des reliques de gneiss icartiens d’environ 2 milliards d’années ; le reste du Massif armoricain, le Massif central, les Vosges sont varisques ; les Alpes et les Pyrénées sont récentes. Les grands bassins sédimentaires (Bassin parisien, Bassin aquitain) recouvrent ce socle.
Une chaîne ancienne n’a plus de relief : l’érosion l’a arasée et, à mesure que le relief disparaît, la croûte remonte. Affleurent alors des roches formées en profondeur : gneiss, migmatites (roches qui ont commencé à fondre) et granites issus de la fusion partielle d’une croûte épaissie et chaude, éclogites reliques. Des sédiments plus récents peuvent reposer sur la chaîne arasée en discordance : couches horizontales posées sur des roches aux couches redressées.

Exemples

Deux âges dans un même massif. Dans le Trégor (Côtes-d’Armor), le granite de Ploumanac’h s’est mis en place vers 300 Ma, à la fin du cycle varisque, à côté de gneiss icartiens d’environ 2 000 Ma : 2 000 − 300 = 1 700 millions d’années les séparent. Un même massif réunit des morceaux de plusieurs cycles.

Une remontée mesurée. Une migmatite formée vers 18 km de profondeur affleure 30 millions d’années plus tard : $v = \frac{18 km}{30 Ma} = \frac{18 \times 10^{6} mm}{30 \times 10^{6} ans} = 0, 6$ mm par an. Lente, mais suffisante pour ramener la croûte profonde en surface.

Une chaîne datée par sa couverture. Des calcaires horizontaux du Jurassique reposent sur des gneiss varisques aux feuillets redressés : la déformation et l’arasement de la chaîne sont antérieurs au Jurassique.

Réflexe — sur une carte, je regroupe les roches magmatiques et métamorphiques par âge pour délimiter les domaines ; une bande allongée de roches déformées et métamorphisées d’un même âge = une ceinture orogénique, donc une ancienne chaîne.

Attention — pas de relief ne veut pas dire pas de chaîne : une chaîne ancienne se reconnaît à ses roches profondes et à ses déformations, pas à son altitude. Et l’âge d’un granite ne date pas tout le massif qui le contient : des reliques plus anciennes peuvent l’entourer.

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Les ophiolites, témoins d’océans disparus

Ce qu’il faut savoir Une ophiolite est un ensemble de roches de la lithosphère océanique (péridotites, gabbros, basaltes et leurs sédiments) qui affleure aujourd’hui sur un continent ou dans une chaîne de montagnes. Sa succession a été vue en 1^re (« Divergence ») ; en terminale, on argumente son origine océanique avec les données :
— pétrographiques : de bas en haut, péridotites du manteau souvent serpentinisées (olivine, pyroxène), gabbros grenus (magma cristallisé lentement), complexe filonien de dolérites, basaltes en coussins (lave figée sous l’eau), puis sédiments de grands fonds (radiolarites, calcaires pélagiques) ;
— minéralogiques : les gabbros et basaltes portent les minéraux hydratés du métamorphisme hydrothermal de la dorsale (hornblende, puis chlorite et actinote) ;
— géométriques : quelques kilomètres de croûte basique seulement entre le manteau et les sédiments de grands fonds, sans croûte continentale (granites, gneiss).
Une suture. Les ophiolites s’alignent le long d’une chaîne : cette ligne est la suture entre les deux blocs continentaux qui bordaient l’océan disparu. Elle témoigne de la fermeture d’un domaine océanique, suivie de la collision de ces blocs par convergence. Exemples : la suture alpine (Chenaillet, Queyras, Viso) ; la suture de l’Indus-Tsangpo, jalonnée d’ophiolites, entre l’Inde et l’Asie.
Deux façons d’émerger. Une ophiolite a pu être obduite : charriée sur une marge continentale au lieu de plonger. Ou elle a d’abord été subduite, puis exhumée (ramenée en surface) : ses roches gardent alors des minéraux de haute pression. L’exhumation est un fait constaté ; son mécanisme n’est pas au programme.

Exemples

L’ophiolite d’Oman. Sa croûte s’est formée vers 96-95 Ma ; elle a été charriée sur la marge arabe à la fin du Crétacé, sur plus de 500 km de long. Très complète et peu métamorphisée, c’est le modèle d’une ophiolite obduite.

Argumenter avec les minéraux. Dans un gabbro d’ophiolite, le pyroxène est bordé de hornblende, et ses fractures sont tapissées de chlorite et d’actinote : des minéraux hydratés formés au contact de l’eau de mer, à basse pression, dans une croûte de plus en plus froide. C’est la trace du métamorphisme hydrothermal d’une dorsale.

Le Chenaillet et le Viso. Les gabbros du Chenaillet, près de Briançon, ont cristallisé vers 161 Ma et n’ont pas de minéral de haute pression : fragment peu enfoui. Au Viso, des métagabbros du même océan sont devenus des éclogites vers 45 Ma : ce plancher a été subduit puis exhumé.

Réflexe — pour prouver qu’un massif est une ophiolite, je cite l’association complète (manteau → gabbros → filons → basaltes en coussins → sédiments de grands fonds) et l’absence de croûte continentale ; pour tracer une suture, je relie les ophiolites sur la carte.

Attention — une péridotite seule ne prouve rien : le manteau existe aussi sous les continents ; c’est l’association avec les roches de croûte océanique et les sédiments de grands fonds qui prouve l’océan. Et une ophiolite n’est pas forcément métamorphisée en haute pression : un fragment obduit garde ses minéraux de dorsale.

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Les ophiolites subduites : minéraux et chemins pression-température

Ce qu’il faut savoir Les minéraux enregistrent la pression et la température. Dans une roche, l’association de minéraux stables ensemble, la paragenèse, dépend des conditions de pression et de température. Pour un métagabbro ou un métabasalte d’ophiolite :

Faciès	Paragenèse	Contexte
amphibolite	hornblende + plagioclase	dorsale, hydratation à basse pression
schistes verts	chlorite + actinote	hors axe, croûte qui refroidit
schistes bleus	glaucophane (± lawsonite)	subduction : pression élevée, température basse
éclogite	grenat + jadéite	subduction profonde

Ce qu’il faut savoir (suite) Les réactions de subduction se font à l’état solide et libèrent de l’eau : chlorite + plagioclase → glaucophane + eau ; glaucophane + plagioclase → grenat + jadéite + eau. Le glaucophane et l’éclogite signent un métamorphisme haute pression – basse température (HP-BT) : la lithosphère froide s’enfonce plus vite qu’elle ne se réchauffe, le gradient est faible (de l’ordre de 5 à 15 °C/km, contre environ 30 °C/km dans une croûte continentale stable).
De la pression à la profondeur. La pression due aux roches sus-jacentes vaut

P = ρ g h

, donc

h = \frac{P}{ρ g}

(P en Pa, 1 GPa = 10⁹ Pa ; ρ en kg/m³ ; g ≈ 9,8 N/kg ; h en m). Le gradient subi vaut T ÷ h.
Le chemin pression-température. En datant et en analysant les minéraux successifs d’une roche, on trace son chemin P-T : une branche d’enfouissement jusqu’au pic de pression, puis une branche de remontée. Pendant la remontée, des minéraux de plus basse pression peuvent remplacer en partie ceux du pic (couronnes de glaucophane ou de chlorite autour des grenats, rétromorphose) ; le cœur de la roche conserve souvent la paragenèse du pic. Ces transformations sont lentes et exigent de l’eau : si la remontée est rapide et pauvre en eau, les minéraux du pic, devenus instables, sont conservés (on les dit métastables).
Le sens de la subduction. Le long d’une coupe de la chaîne, la pression maximale enregistrée par les roches augmente vers la plaque chevauchante : elle indique le sens de plongement de l’ancienne subduction. Dans les Alpes occidentales, on passe des roches peu transformées du Chenaillet aux schistes bleus du Queyras, puis aux éclogites du Viso, plus à l’est : l’océan alpin plongeait vers l’est, sous l’Apulie.
La croûte continentale aussi. La coésite, forme de très haute pression de la silice (au moins 2,6 GPa environ, soit plus de 80 km de roches), découverte à Dora-Maira (Alpes italiennes, Chopin, 1984) dans des roches continentales, montre qu’une partie de la marge continentale a été entraînée en profondeur vers 35 Ma, au début de la collision.

Figure 1 — Faciès du métamorphisme (limites simplifiées) et chemin d’un métagabbro du Viso. Profondeurs calculées avec ρ = 3 000 kg/m³ et g = 9,8 N/kg.

Exemples

Le pic du Viso. 2,6 GPa et 550 °C (Angiboust et coll., 2012 ; âge ≈ 45 Ma, Rubatto et Hermann, 2003). Avec ρ = 3 000 kg/m³ : $h = \frac{2, 6 \times 10^{9}}{3 000 \times 9, 8} \approx 8, 84 \times 10^{4}$ m, soit 88,4 km. Gradient : 550 ÷ 88,4 ≈ 6,2 °C/km, cinq fois moins que 30 °C/km : faciès éclogite, subduction.

Lire le chemin. Sur la figure 1, la roche passe des schistes bleus (1,1 GPa ; 330 °C) à l’éclogite (pic), puis revient par les schistes bleus (1,2 GPa ; 430 °C) et les schistes verts (0,5 GPa ; 400 °C) : enfouissement en subduction, puis exhumation.

Réflexe — minéraux → faciès ; P en Pa → $h = \frac{P}{ρ g}$ ; T ÷ h → gradient comparé à 30 °C/km ; minéraux du cœur = pic, minéraux en couronne = remontée.

Attention — le glaucophane signe la subduction, pas la collision. Le métamorphisme se fait à l’état solide : ce n’est pas une fusion. Et la pression se convertit en pascals avant le calcul : 1,5 GPa = 1,5 × 10⁹ Pa, pas 1,5 × 10⁶.

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Rifts et marges passives : les marques de la fragmentation

Ce qu’il faut savoir Le rift continental, premier stade. La fragmentation d’un continent commence par un rift : la lithosphère continentale s’étire et s’amincit, des failles normales limitent un fossé d’effondrement que remplissent des sédiments, et un volcanisme peut apparaître. L’Afar, vu en 1^re, montre le passage du rift à l’océan. Un rift peut aussi avorter : le fossé rhénan, entre Vosges et Forêt-Noire, s’est ouvert surtout de l’Éocène à l’Oligocène ; long d’environ 300 km, rempli de plusieurs kilomètres de sédiments, il n’a subi qu’une extension de 4 à 5 km (Hinsken et coll., 2007) et n’est jamais devenu un océan.
La marge passive. Si l’étirement se poursuit, une dorsale se met en place ; les bords du continent deviennent des marges passives, sans activité tectonique, rattachées à l’océan au sein d’une même plaque. Elles gardent les marques de la distension initiale : failles normales et blocs basculés, visibles sur les profils sismiques. Les sédiments datent le jeu des failles :

Sédiments	Moment du dépôt	Géométrie
anté-rift	avant l’étirement	épaisseur constante ; basculés et décalés avec les blocs
syn-rift	pendant le jeu des failles	en éventail : plus épais contre la faille
post-rift	après l’arrêt des failles	horizontaux ; ils scellent failles et blocs

Figure 2 — Coupe schématique d’une marge passive : failles normales et blocs basculés.

Ce qu’il faut savoir (suite) Mesurer l’allongement. Une faille normale de pendage α et de rejet vertical v écarte ses deux compartiments d’une distance horizontale

d = \frac{v}{\tan α}

: la croûte s’allonge et s’amincit. Dans une chaîne de collision, ces blocs ont été comprimés ensuite, mais la géométrie des sédiments syn-rift reste reconnaissable : dans l’Oisans (Alpes), le demi-graben de Bourg-d’Oisans conserve des sédiments du Jurassique inférieur en éventail contre une faille normale, trace de l’étirement de la marge européenne avant l’ouverture de l’océan alpin.

Exemples

Un allongement. Faille normale de pendage 60° et de rejet vertical 1 500 m : $d = \frac{1 500}{\tan 60 °} \approx \frac{1 500}{1, 732} \approx 866$ m.

Un éventail. Des marnes du même âge mesurent 900 m contre une faille et 150 m au sommet du bloc voisin, six fois moins : la faille jouait pendant leur dépôt, ce sont des sédiments syn-rift.

Un amincissement. Une croûte continentale de 30 km n’en mesure plus que 12 sous le bas d’une marge : elle a été amincie d’un facteur 30 ÷ 12 = 2,5.

Réflexe — compartiment situé au-dessus du plan abaissé → faille normale → extension ; puis je classe les sédiments par leur géométrie (constante et basculée, en éventail, horizontale et scellante) pour situer le jeu des failles.

Attention — une marge passive est découpée par des failles normales, même quand elle se trouve aujourd’hui dans une chaîne compressive. Les sédiments syn-rift sont les plus épais contre la faille, pas au sommet du bloc. Et un rift n’est pas une marge passive : le rift est un continent qui s’étire ; la marge borde un océan déjà ouvert.

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Reconstituer un cycle orogénique et la paléogéographie

Ce qu’il faut savoir Lire une chaîne en quatre questions. Y a-t-il une ancienne marge (failles normales, blocs basculés, sédiments syn-rift) ? → fragmentation et ouverture. Un fragment d’océan (ophiolite) ? → existence d’un océan. Des roches de haute pression – basse température ? → subduction. Des plis, failles inverses, chevauchements, nappes de charriage et une racine crustale (marqueurs vus en 1^re) ? → collision. On ordonne ensuite ces événements avec les relations géométriques et les âges.
L’histoire des Alpes, lue dans leurs roches :
— Trias et Jurassique inférieur : rifting de la Pangée, blocs basculés de la marge européenne (Oisans) ;
— Jurassique moyen et supérieur : ouverture de l’océan alpin ; ses gabbros (futures ophiolites) cristallisent vers 166 à 158 Ma ;
— Crétacé et Éocène : subduction de cet océan sous la plaque apulienne (africaine), métamorphisme HP-BT (éclogites du Viso vers 45 Ma) ;
— à partir de l’Éocène supérieur : la marge européenne est entraînée en profondeur (coésite de Dora-Maira, vers 35 Ma), puis la collision Europe-Apulie empile des nappes de charriage ; des fragments d’océan restent en surface (Chenaillet).
La paléogéographie. La dynamique de la lithosphère fait alterner des périodes de réunion des blocs continentaux, liées aux collisions, et des périodes de fragmentation, qui mettent en place de nouvelles dorsales. La collision grenvillienne a contribué à réunir le supercontinent Rodinia (vers 1,1 à 1,0 milliard d’années), fragmenté entre environ 850 et 750 Ma ; la collision varisque a soudé la Pangée vers 300 Ma ; le rifting de la Pangée, à partir du Trias, a ouvert l’Atlantique et l’océan alpin, dont la fermeture a formé les Alpes. Ouverture puis fermeture d’un océan : c’est le cycle de Wilson.

Exemples

Une durée de vie. Les gabbros de l’océan alpin ont cristallisé vers 161 Ma (Chenaillet) ; une partie de ce plancher atteint le pic du faciès éclogite vers 45 Ma (Viso) : 161 − 45 = 116 millions d’années séparent sa naissance à la dorsale de son enfouissement maximal.

Une vitesse de fermeture. Un océan de 1 400 km de large qui se ferme en 70 Ma (valeurs choisies) : $\frac{1 400 km}{70 Ma} = \frac{1, 4 \times 10^{8} cm}{7 \times 10^{7} ans} = 2$ cm par an.

Ordonner. Blocs basculés de l’Oisans → rifting ; ophiolite du Chenaillet → océan alpin ; éclogites du Viso → subduction ; nappes de charriage → collision. Ordre : rifting, ouverture, subduction, collision.

Réflexe — j’associe chaque indice à un événement, puis je les range dans le cycle (fragmentation → océan → subduction → collision → érosion), en vérifiant avec les âges et les relations géométriques.

Attention — l’âge d’un gabbro d’ophiolite date la vie de l’océan, pas sa fermeture ; l’âge d’une éclogite date la subduction ; la collision vient après la disparition de l’océan. Et les sédiments post-rift les plus anciens datent la fin du rifting, pas son début.

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Pour aller plus loin

Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées ailleurs.

La datation des roches (principes de chronologie relative, radiochronologie, choix d’un chronomètre) : chapitre « Temps et roches : chronologie relative et radiochronologie ».
La subduction et la collision actuelles (plan de Wadati-Benioff, magmatisme des zones de subduction, mesure du raccourcissement et de l’épaississement, racine crustale) : chapitre de 1^re « Convergence : subduction, magmatisme et collision ».
La formation de la lithosphère océanique à la dorsale et le rift de l’Afar : chapitre de 1^re « Divergence : dorsales, rifts et lithosphère océanique ».

À retenir

Les continents juxtaposent des domaines d’âges variés : cratons très anciens (plus de 2,5 milliards d’années) et ceintures orogéniques, reliquats d’anciennes chaînes (grenvillienne, calédonienne, varisque, alpine) issues de cycles orogéniques successifs ; une chaîne ancienne arasée montre ses roches profondes (gneiss, migmatites, granites) et peut être recouverte en discordance.
Une ophiolite est un fragment de lithosphère océanique (péridotites, gabbros, filons, basaltes en coussins, sédiments de grands fonds) ; alignées, les ophiolites dessinent une suture qui témoigne de la fermeture d’un océan suivie d’une collision. Elles émergent par obduction, ou par subduction suivie d’une exhumation.
Les paragenèses des métagabbros traduisent les conditions de pression et de température : amphibolite et schistes verts à la dorsale, schistes bleus (glaucophane) puis éclogite (grenat, jadéite) en subduction ; $h = \frac{P}{ρ g}$ , gradient = T ÷ h, à comparer à 30 °C/km ; le chemin P-T montre l’enfouissement jusqu’au pic, puis la remontée.
La fragmentation continentale commence par un rift (failles normales, fossé, amincissement) ; les marges passives gardent failles normales et blocs basculés, avec des sédiments anté-rift (constants), syn-rift (en éventail) et post-rift (horizontaux) ; allongement $d = \frac{v}{\tan α}$ .
Cycle orogénique : fragmentation et ouverture, subduction, collision, érosion ; histoire des Alpes (rifting Trias-Jurassique inférieur, océan vers 166-158 Ma, subduction Crétacé-Éocène, collision) ; la paléogéographie alterne réunions (Rodinia, Pangée) et fragmentations des continents.

Questions fréquentes

Pourquoi dit-on que les continents ont des domaines d’âges variés ?

Leurs roches magmatiques et métamorphiques n’ont pas toutes le même âge : des cratons de plus de 2,5 milliards d’années forment le cœur de plusieurs continents, entourés de ceintures orogéniques, reliquats de chaînes plus jeunes (grenvillienne, calédonienne, varisque, alpine) issues de cycles orogéniques successifs. En France, le nord du Massif armoricain est cadomien, le Massif central varisque, les Alpes récentes.

Qu’est-ce qu’une ophiolite et que prouve-t-elle ?

C’est un ensemble de roches de la lithosphère océanique (péridotites, gabbros, filons de dolérite, basaltes en coussins, sédiments de grands fonds) qui affleure dans une chaîne. Il prouve qu’un océan a existé ; alignées, les ophiolites dessinent la suture entre les deux continents qui le bordaient, entrés ensuite en collision. Elles émergent par obduction ou par subduction suivie d’une exhumation.

Comment les minéraux d’une roche racontent-ils une subduction ?

Un métagabbro passe des faciès amphibolite et schistes verts à la dorsale aux faciès schistes bleus (glaucophane) puis éclogite (grenat, jadéite) en profondeur. La pression donne la profondeur (h = P ÷ ρg) et le gradient obtenu, bien inférieur à 30 °C/km, signe la subduction. Les couronnes de minéraux de plus basse pression montrent ensuite la remontée : c’est le chemin pression-température.

Comment reconnaître une ancienne marge passive ?

Par des failles normales et des blocs basculés hérités de l’étirement du continent, et par la géométrie des sédiments : anté-rift d’épaisseur constante et basculés, syn-rift en éventail plus épais contre les failles, post-rift horizontaux qui scellent l’ensemble. Le rift continental en est le premier stade ; il peut aussi avorter, comme le fossé rhénan.

Comment reconstitue-t-on l’histoire d’un océan disparu ?

On associe chaque indice à un événement : blocs basculés pour le rifting, ophiolites pour l’océan, roches de haute pression et basse température pour la subduction, plis et nappes pour la collision, puis on ordonne avec les âges. Les Alpes racontent ainsi le rifting de la Pangée, l’ouverture de l’océan alpin, sa subduction puis la collision : un cycle de Wilson, dans une alternance de réunions et de fragmentations des continents.

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