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1 Séquence 2 – SN02 Séquence 2 Le domaine continental et sa dynamique : zones de subduction, contexte de formation des chaînes de montagnes et de production de nouveaux matériaux crustaux À l’échelle de la lithosphère, les zones de subduction sont des zones de convergence dont l’étude permettra de comprendre une situation privilégiée de rac- courcissement et d’empilement et donc de formation de chaînes de montagnes. Ces zones de sub- duction sont également le siège d’une importante activité mag- matique qui aboutit à une pro- duction de croûte continentale. Cette séquence permettra de compléter la compréhension de la dynamique de la lithosphère continentale. Objectifs Sommaire Chapitre 1. Prérequis Chapitre 2. La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes Chapitre 3. Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux Synthèse Exercices Glossaire Annexes © Cned – Académie en ligne

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Page 1: Séquence 2 - cours, examens · 2017-05-25 · Au cours de l’établissement du modèle de la tectonique des plaques, des scientifiques ont montré que les mouvements divergents

1Séquence 2 – SN02

Séquence 2Le domaine continental et sa dynamique : zones de subduction, contexte de formation des chaînes de montagnes et de production de nouveaux matériaux crustaux

À l’échelle de la lithosphère,

les zones de subduction sont

des zones de convergence dont

l’étude permettra de comprendre

une situation privilégiée de rac-

courcissement et d’empilement

et donc de formation de chaînes

de montagnes. Ces zones de sub-

duction sont également le siège

d’une importante activité mag-

matique qui aboutit à une pro-

duction de croûte continentale.

Cette séquence permettra de

compléter la compréhension de

la dynamique de la lithosphère

continentale.

Objectifs Sommaire

Chapitre 1. Prérequis

Chapitre 2. La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes

Chapitre 3. Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux

Synthèse

Exercices

Glossaire

Annexes

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3Séquence 2 – SN02

Chapitre

1 Prérequis

Exercice 1Exercice 1 Lithosphère continentale et lithosphère océanique

Exercice 2Exercice 2Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS

Exercice 3Exercice 3 Le modèle de la tectonique des plaques

Exercice 4Exercice 4L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques

Exercice 5Exercice 5La création de lithosphère océanique au niveau des zones de dorsales

Exercice 6Exercice 6 Quelques marqueurs des zones de subduction

Exercice 7Exercice 7Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction

Exercice 8Exercice 8Indices du raccourcissement et de l’empilement dans une chaîne de montagnes

Lithosphère continentale et lithosphère océanique

� Associer chaque élément du premier ensemble de données à un ou plusieurs éléments du deuxième ensemble.

Lithosphère continentale et lithosphère océanique : principales caractéristiques

1. Lithosphère continentale

2. Lithosphère océanique

a) est constituée d’une croûte et de la partie supérieure du manteau

supérieur séparées par le Moho.

b) présente une croûte homogène verticalement et horizontalement.

c) présente une croûte hétérogène verticalement et horizontalement.

d) est caractérisée par la présence de basaltes, de gabbros et de péri-

dotites.

e) est caractérisée par la présence de granites, de gneiss et de péridotites.

f) a une limite inférieure dont la température est voisine de 1300 °C.

g) se forme au niveau des dorsales océaniques par accrétion.

h) présente une croûte caractérisée par les éléments chimiques Si, O,

Mg, Fe, Ca.

i) présente une croûte caractérisée par les éléments chimiques Si, O,

Al, Na, K.

� QCM

Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas. Proposer dans ce cas une réponse correcte.

Exercice 1

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4 Séquence 2 – SN02

1. L’expansion des fonds océaniques

a) Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les basaltes du plancher océa-nique sont anciens.

b) Au niveau d’une dorsale, qui est une véritable chaîne sous-marine de montagnes, la lithosphère océanique est particulièrement épaisse.

c) Une dorsale océanique est une zone d’accrétion, c’est-à-dire une zone de création de lithosphère.

d) Les sédiments les plus anciens recueillis au fond des océans sont situés au niveau des dorsales.

2. Les fonds océaniques :

a) sont constitués dans leur plus grande partie de basaltes.

b) commencent toujours à la limite des terres émergées.

c) ont une composition minéralogique caractérisée par la présence de quartz.

d) ont une composition chimique caractérisée par les éléments Si, O, Mg, Fe et Ca.

e) ont une composition minéralogique caractérisée par la présence de pyroxène et de feldspath plagioclase.

Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS

L’utilisation des techniques de positionnement par satellite (GPS) per-met d’observer directement les mouvements des plaques et de mesurer leurs vitesses.

Modèle présentant les mouvements relatifs des principales plaques lithosphériques

Le document de référence suivant permettra de localiser les différentes zones étudiées au cours de la séquence 6.

7.2

10.9

9.2

9.2

3.1

4.4

12.2

10.6

9.4

8.3 7.4

6.2

9

1.9

2.5 4.1

0.7

5.8

2

8.5

17.1

16.6

15.1

9.9

6.7

3.3

9.1

8.2

6.75.4

6.3

6.9

5.4

5.7

5.7

10.3

2

1.8

2.1

2.3

2.52.5

2.7

3.7

3.9

3.9

3.5

1.71.6 1.6

1.6

1.52.5

3.7

5.16.7

7.27.5

1.6

Fosse des

Marianes

Fosse de

Tonga

Fosse du

Japon

Fosse des

Kouriles

Fosse des

Aléoutiennes

Plaque du

Pacifique

Plaque de

l'Amérique du

Nord

CaCo

Fosse duPérou

Fosse du

Chili

Plaquede Nazca

Plaque de

l'Amérique du

Sud

Fosse de

Kermadec

Plaque de l'Antartique

Plaque de

l'Afrique

Plaque de l'Eurasie

Plaque de

l'Australie

Mouvements relatifs de convergence

Mouvements relatifs de divergenceCa Plaque des caraïbes

Co Plaque des cocos

Exercice 2

Document 1

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5Séquence 2 – SN02

Télécharger le logiciel Tectoglob à l’adresse suivante : http://pedagogie.

ac-amiens.fr/svt/info/logiciels/Tectoglob/index.html

Si le lien ne fonctionne pas, taper « logiciel Tectoglob » sur le moteur de recherche.

Montrer, en utilisant le logiciel Tectoglob, que :

� les plaques pacifique et Nazca divergent ;

� les plaques Nazca et sud-américaine convergent.

Les documents obtenus doivent être présentés de façon claire dans le raisonnement effectué.

� Utiliser le document annexe « Utilisation de Tectoglob ».

Centrer le planisphère sur la zone concernée et délimiter la zone qui per-

met de répondre à la question posée.

Afficher les points GPS (choisir une couleur qui sera lisible).

� Ne pas oublier de compléter le (ou les) document(s) produit(s) avec des

légendes (localisations géographiques, repères d’altitude, noms des

plaques, zone de dorsale, de subduction…).

Aide

Le modèle de la tectonique des plaques

Au cours de l’établissement du modèle de la tectonique des plaques, des scientifiques ont montré que les mouvements divergents (dorsales), décrochants (failles transformantes) et convergents (zones de subduc-tion) des plaques sont cohérents avec ce modèle géométrique.

Le modèle de la tectonique des plaques

La tectonique est cette partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformations des ensembles rocheux, plus spécifiquement, dans ce cas-ci, les déformations, à grande échelle, de la lithosphère terrestre. Une plaque est un volume rigide, peu épais par rapport à sa surface. La tectonique des plaques est une théorie scientifique plané-taire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la Terre et que ces déformations se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l’asthénosphère (manteau supérieur).

Les différentes plaques lithosphériques d’épaisseur variable sont :

� constituées de matériaux rigides ;

� limitées par des frontières présentant une activité sismique due aux mouvements relatifs entre les plaques :

– frontières en divergence à activité sismique superficielle : les dor-sales océaniques sont des reliefs symétriques dont la crête axiale est

Question

Exercice 3

Document 2

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6 Séquence 2 – SN02

en général située à 2500 m sous le niveau de la mer. Leurs flancs des-cendent en pente douce de part et d’autre de cette crête jusqu’aux plaines abyssales (dorsale médio-atlantique, pacifique...),

– frontières en convergence à activité sismique superficielle, moyenne et profonde :• zones de subduction caractérisées par la présence d’une fosse

océanique (jusqu’à – 11 000 m). Au-delà, la fosse est bordée de reliefs plus ou moins marqués : chaînes de montagnes avec des volcans (Chili…), ou chapelet d’îles volcaniques formant un arc (Japon...),

• zone de collision caractérisées par la présence de chaînes de montagnes élevées (Alpes, Himalaya),

– frontières en coulissage à activité sismique importante (plaques rigides se déplaçant sur une surface sphérique) : les failles trans-formantes segmentent les dorsales en tronçons ; elles relient aussi deux frontières divergentes : faille de San Andreas entre la dorsale de Juan de Fuca et la dorsale est-pacifique ;

� peu déformables autrement : il n’y a pas ou peu de séismes intra-plaques.

À l’aide des données fournies dans le texte, annoter de la façon la plus complète possible le document fourni.

ABC

ED

L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques

Le modèle de la tectonique globale (ou tectonique des plaques) prévoit que la croûte océanique est d’autant plus vieille qu’on s’éloigne de la dorsale.

Mettre en relation les informations fournies par les deux documents pour justifier, à l’aide de connaissances acquises en 1re S, la reconstitution proposée de la position des continents il y a 148 Ma.

Question

Le schéma doit comporter un titre et des légendes présentées de façon claire.

Si un code (couleurs, figurés, flèches) est utilisé, sa signification doit être fournie.

L’ensemble doit être facilement mémorisable c’est-à-dire facile à lire.

Aide

Document 3

Exercice 4

Question

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7Séquence 2 – SN02

Les anomalies magnétiques de l’océan Atlantique central actuellement

DorsaleAnomalie magnétiquePlateau continental

Numéro de l'anomalie Âge de la roche

13

24

13

1324 24

13

33

13 24 33

33

24

13

2433

34

34

33 24 13 13 24 33 34

3313 24

13 24 33 34

M22 M0

M22

37

Ma

53

Ma

76

Ma

85

Ma

110

Ma

14

8 M

a

37 Ma 53 Ma

Une reconstitution de la position des continents il y a –148 Ma

Amérique

du nord

Europe

Péninsule

ibérique

Il est possible d’exploiter des documents en procédant de la façon suivante :

� Rédiger une introduction simple afin de présenter ce que l’on cherche.

� Construire un tableau d’analyse du type suivant pour chaque document :

Conditions de l’observation,

de l’expérience = ce que les

chercheurs ont fait.

Les résultats observés Les déductions

� Rédiger une conclusion répondant au problème posé en utilisant les déduction effectuées,

associées à des connaissances.� �

Aide

Document 5

Document 6

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8 Séquence 2 – SN02

Ne pas oublier de faire référence aux documents dans le texte explicatif.

Quand cela est possible, terminer la conclusion par un schéma bilan dans lequel il sera égale-

ment fait référence aux documents qui ont permis de l’élaborer.

Cette aide méthodologique ne sera pas rappelée par la suite mais peut être utilisée pour les exercices du même type.

La création de la lithosphère océanique au niveau des zones de dorsale

La divergence des plaques de part et d’autre de la dorsale permet la mise en place d’une nouvelle lithosphère océanique à partir de matériaux d’origine mantellique.

Modèle de fonctionnement d’une dorsale telle que la dorsale est-pacifique

56

7

8

4

9

2

1

13

14

310

11

12

isotherme 1100 C

isotherme 1300 C

profondeur 25 km

profondeur 75 km

Roches constitutives de la lithosphère océanique

Des schémas ont été réalisés à partir de l’observation au microscope de trois lames minces de roches constitutives de la lithosphère océanique.

Roche A Roche B Roche C

SchémaFp

Py0.3 mm

Py

Py

Py

Py

Py

Fp

0.3 mm

Py

Py

O

O

O

O

0.3 mm

MinérauxPyroxèneFeldspaths plagioclases

Pyroxène Feldspaths plagioclases

Pyroxène Olivine (péridot)

Exercice 5

Document 7

Document 8

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9Séquence 2 – SN02

Fusion des péridotites au laboratoire et géotherme à l’aplomb d’une dorsaleLes péridotites sont des roches principalement composées d’olivine et de pyroxène.

Des échantillons de péridotites ont été soumis au laboratoire à des tem-pératures et des pressions variables. On détermine ainsi les conditions de fusion d’une péridotite.

Les conditions de pression et de température permettant la fusion partielle des péridotites mantelliques

Géotherme de dorsale

Solidus de lapéridotite

Zone de fusion partielle

Liquidus de lapéridotite

5000 1500 20001000 2500 3000

240

160

80

0

7.5

5

2.5

0

Température (°C)

Pro

fon

de

ur

(km

) Pre

ssion

(Gp

a)

LIQUIDESOLIDELIQUIDE

+SOLIDE

Le géotherme indique la température estimée en fonction de la profondeur.

La courbe du solidus sépare le domaine où la péridotite est entièrement solide du domaine où elle est partiellement fondue.

La courbe du liquidus sépare le domaine de fusion partielle du domaine où la péridotite est entièrement fondue.

Dans la zone comprise entre le solidus et le liquidus, la composition du liquide magmatique obtenu dépend du taux de fusion partielle des péri-dotites.

Solidus Liquidus

0 100% de fusion

� Après avoir donné un titre au document 7, indiquer, dans le tableau ci-dessous, le numéro correspondant à chaque légende.

Basalte en coussins

Gabbro

Divergence

Fusion partielle

Croûte océanique

Document 9

Document 9a

Document 9b

Questions

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10 Séquence 2 – SN02

Moho (discontinuité de Mohorovicic)

Lithosphère océanique

Asthénosphère

Péridotites asthénosphériques

Chambre magmatique

Montée par convection de l’asthénosphère

Magma à composition basaltique avec des cristaux en formation

Basaltes en filons

Manteau lithosphérique : péridotites résiduelles

� Identifier les roches A, B et C (document 8) et préciser quelles sont celles issues de la cristallisation d’un même magma. Comment expli-quer (la), les différence(s) observée(s) ?

Il est possible, lors des observations effectuées grâce au « microscope polarisant virtuel », d’effectuer des captures d’images afin de les mettre en

relation avec les différents schémas fournis. Le même type de travail peut

être effectué à partir du campus électronique.

Aide

Utiliser un de ces deux supports pour construire un tableau du type suivant :

Roche ARoche A Roche BRoche B Roche CRoche CImage d’après une observation

en lumière polarisée et non analysée

Structure de la roche

Identification de la roche

Conditions de mise en place pour

les roches A et B

Ne pas oublier de placer des légendes au niveau des images capturées.

� Exploiter le document 9 afin de donner l’état des péridotites asthéno-sphériques pour :

� une profondeur de 200 km et une température de 1 400 °C,

� une profondeur de 200 km et une température de 2 000 °C,

� une profondeur de 100 km et une température de 1 400 °C,

� une profondeur de 50 km et une température de 1 400 °C.

� Préciser quelles sont les conditions de température et de pression permettant la fusion partielle des péridotites asthénosphériques à l’aplomb des dorsales. La réponse doit être justifiée.

La fusion partielle des péridotites est permise par :a) une augmentation de pression et une augmentation de température.

b) une diminution de pression et une diminution de température.

c) une augmentation de pression et une diminution de température.

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11Séquence 2 – SN02

d) une diminution de pression à température quasiment constante.

e) une diminution de pression et une augmentation de température.

� Construire une schéma bilan de style séquence fléchée expliquant comment se forme la lithosphère océanique au niveau des dorsales.

Le schéma doit comporter les données suivantes qui sont ici présentées dans le désordre :– Péridotite résiduelle (partie non fondue)– Magma à composition basaltique (partie fondue)– Remontée de la péridotite solide du manteau asthénosphérique vers

la surface– Mouvement ascendant de convection mantellique– Fusion partielle de la péridotite du manteau asthénosphérique à l’ori-

gine de la naissance du magma– Baisse de la pression (température constante), le géotherme recoupe

le solidus de la péridotite– Péridotites du manteau lithosphérique– Gabbro– Filons de microgabbros– Basaltes (pillow-lavas)– Péridotite du manteau lithosphérique– Croûte océanique– Lithosphère océanique formée = Expansion océanique

Mettre un cadre autour de chaque donnée et mettre, pour chaque cadre, un

fond de couleur qui aide à la mémorisation.

Ne pas oublier de donner un titre à ce schéma.

Aide

Quelques marqueurs des zones de subduction

Les zones de subduction correspondent à des frontières de plaques lithosphériques en convergence.Elles sont caractérisées par différents marqueurs qu’il est possible de mettre en évidence en utilisant Google Earth.

Recherche de marqueurs des zones de subduction au moyen de Google Earth

Utiliser le document annexe « Utilisation de Google Earth ».

� Ouvrir, dans Google Earth, le fichier SUBDUCTION.kmz

� Cocher les dossiers « Limites des plaques tectoniques » et « séismes ».

� Trois coupes ont été réalisées dans des zones de subduction situées au niveau de l’Amérique du Sud (coupe A), du Nord du Japon (coupe B : Kouriles) et des îles Mariannes (coupe C).

Exercice 6

Document 10

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12 Séquence 2 – SN02

� Cocher et ouvrir le dossier « Coupes A – B – C ».

� Double cliquer ensuite sur les coupes pour effectuer le travail demandé.

� Mettre en évidence, au moyen de Google Earth, les marqueurs mor-phologiques, sismiques et magmatiques caractérisant les zones de subduction, en étudiant trois zones situées au niveau de l’Amérique du Sud, du Nord du Japon (Kouriles) et des îles Mariannes.

Pour cela :

a) Mise en évidence des marqueurs morphologiquesUtiliser les potentialités de Google Earth afin de repérer la fosse océa-nique, les volcans inclus dans une chaîne de montagnes ou dans un arc insulaire.

b) Mise en évidence des marqueurs sismiquesRemplir au fur et à mesure, dans un logiciel « tableur grapheur », un tableau tel que celui qui suit déjà complété pour la coupe C (dans cet exemple, il n’a pas été possible de relever plus de données).

� Afficher la règle (en km), mesurer (aller dans Trajet) et noter la distance entre la fosse et le séisme choisi sur le trajet de la coupe.

� Fermer la règle.

� Cliquer sur le séisme et noter la profondeur du foyer (en km).

� Procéder de même pour les autres séismes, en se limitant à trois séismes dont la profondeur du foyer est faible (jaune), moyenne (vert) et importante (rouge).

Coupe C MariannesCoupe C Mariannes

Distance entre la fosse Distance entre la fosse et le séisme (km)et le séisme (km)

Profondeur du foyer (km)Profondeur du foyer (km)

Foyers des séismes superficiels75 – 26

94 – 57

Foyers des séismes situés

à une profondeur moyenne

206 – 151

223 – 192

Foyers des séismes profonds 252 – 501

Construire ensuite un graphique permettant de visualiser l’évolution de la profondeur des foyers sismiques en fonction de la distance à la fosse, c’est-à-dire les plans de subduction. La fosse doit être placée à 0 km et les profondeurs indiquées en – .

c) Mise en évidence des marqueurs volcaniques

� Afficher les volcans.

Pour chacune des trois zones, choisir un ou deux volcans dans la zone où ils sont le plus concentrés sur le trajet de la coupe. Mesurer sa distance à la fosse et le (les) symboliser en surface sur le graphique.

Questions

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13Séquence 2 – SN02

� Compléter en conclusion les légendes du schéma suivant dans les espaces réservés à cet effet.

1300°C

croûteocéanique

manteaulithosphérique

asthénosphère

fusionpartielle

PLAQUE

PLONGEANTE

PLAQUE

CHEVAUCHANTE

Zone de convergenceZone de divergence

croûtecontinentale

manteau

Marqueurs morphologiques Marqueurs magmatiques

Marqueurs sismiques

Zone de subductionDorsale

mouvements de plaques

foyers sismiques

magma à composition basaltique

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction

Au voisinage des fosses océaniques, la distribution spatiale des foyers des séismes en fonction de leur profondeur s’établit selon un plan incliné appelé plan de Benioff-Wadati. Les différences de vitesse des ondes sis-miques qui se propagent le long de ce plan, par rapport à celles qui s’en écartent, permettent de distinguer la lithosphère de l’asthénosphère.

Données sismiques sous l’océan Pacifique et le JaponL’image de tomographie sismique de la zone de subduction du Japon montre les variations de vitesse des ondes P en profondeur.

Le noir représente une zone de grande vitesse supérieure de 6 % à celle du manteau environnant alors que le gris pâle représente les zones à faible vitesse (inférieure de 6 %) de propagation de ces ondes.

Ces anomalies de vitesse sont associées à des variations de température des roches :

� les anomalies positives correspondent à des zones plus froides et plus denses ;

� les anomalies négatives correspondent à des zones plus chaudes et moins denses.

Exercice 7

Document 10

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14 Séquence 2 – SN02

Honshu (Japon du NE) PacifiqueMer du Japon

Moho

- 6 %

+ 6 %

0

Séismes

Zone sansdonnées

Modélisation des variations de température en fonction de la profondeur au niveau d’une zone de subduction

La limite inférieure de la lithosphère correspond généralement à l’iso-therme 1 300 °C.

100

200

300

400

500

600

Profondeur(km)

Zonevolcanique

Fosseocéanique

1400°C1300°C1200°C1000°C

800°C

� En quoi la présence de séismes renseigne-t-elle sur les caractéris-tiques de matériau terrestre ?

� Montrer que l’interprétation des données sismiques présentées dans le document 10 permet d’établir que la lithosphère s’enfonce dans le manteau asthénosphérique au niveau des fosses dites de subduction.

� Tracer le plan de Benioff-Wadati visualisant la lithosphère océanique de la plaque qui subducte au niveau du document 11, puis complé-ter les légendes en indiquant les termes suivants : plan de Benioff-Wadati, plaque lithosphérique chevauchante, plaque lithosphérique subduite (plongeante), lithosphère océanique plus froide et cassante (séismes), asthénosphère plus chaude. Figurer les mouvements par des flèches.

Document 11

Questions

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15Séquence 2 – SN02

En conclusion indiquer sur quoi repose la distinction entre manteau lithosphérique et asthénosphère.

Indices du raccourcissement et de l’empilement dans une chaîne de montagnes

Au relief positif qu’est la chaîne de montagnes répond, en profondeur, une importante racine crustale.

L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcis-sement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, chevauchements, nappes) et des indices pétrographiques (méta-morphisme, traces de fusion partielle).

Compléter le schéma suivant avec les termes qui figurent en vert dans le texte. Ne pas oublier de mettre un titre à ce document.

100

102030405060

Pro

fon

de

ur

(km

)

Exercice 8

Question

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16 Séquence 2 – SN02

Chapitre

2

La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes

Pour débuter

Les zones de subduction sont les domaines de la convergence à l’échelle lithosphérique. Dans une zone de subduction, la convergence se traduit par une disparition de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère.

Le modèle de la tectonique globale (des plaques) permet de prédire que la subduction peut aboutir à la convergence de deux lithosphères conti-nentales, situation conduisant à un raccourcissement et à un empile-ment d’écailles lithosphériques à l’origine de la formation d’une chaîne de montagnes.

Le modèle de la tectonique globale : un modèle prédictif

Croûtecontinentale

Croûteocéanique

Manteaulithosphérique

Manteausupérieur

Des observations au niveau des Alpes et de l’Himalaya

Carte géologique simplifiée des Alpes

50 km

Turin

Nice

Grenoble

Briançon

Genève

ChenailletQueyras

Viso

Zone des Alpes provenant de lamarge continentale européenne

Zone des Alpes provenant de lamarge continentale africaine

Zones des Alpesprovenant del'océan alpin

Sédiments

Ophiolites

A

Document 1

Document 2

Document 2a

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17Séquence 2 – SN02

Carte géologique simplifiée de l’Himalaya

Plaque indienne

Plaque eurasiatique

AnnapurnaEverestDehli

Katmandou500 km

A

B

Ophiolites

Sédiments marins

Sédiments duprisme d'accrétion

Granite desubduction

Chevauchements

+ +++++++ ++++

++++++

+

+++

+

++ ++ ++ ++

+ +

Un prisme d’accrétion peut exister au niveau de certaines fosses de subduc-tion où l’accumulation sédimentaire est importante. Il se forme lorsque la lithosphère océanique s’enfonce. Il est constitué d’un empilement d’écailles chevauchantes comprenant des fragments de croûte océanique, des sédi-ments d’origine océanique et/ou continentale (voir document 22a).

Ce document est utilisé dans l’exercice 5 d’où le trait de coupe AB.

Les ophiolites

Les ophiolites sont des fragments, plus ou moins importants et plus ou moins métamorphisés, de la lithosphère océanique portés en altitude au niveau du domaine continental dans un contexte général de conver-gence de plaques lithosphériques.

Elles sont constituées de roches magmatiques (basaltes et gabbros), composantes de la croûte océanique, et de péridotites, constituant du manteau supérieur.

� Placer, sur le document 1 :

� des flèches figurant la divergence et la convergence des plaques lith osphériques ;

� les légendes suivantes : dorsale, zone de subduction, collision ;� la chambre magmatique présente au niveau de la dorsale.

� Certaines structures géologiques observées actuellement au niveau des chaînes de montagnes permettent de se poser un certain nombre de questions en relation avec le modèle de la tectonique des plaques. Exploiter les documents 1, 2 et 3 afin de relever les informations qui sont à l’origine de certaines des questions suivantes :

Quelles informations apportent les études de terrain (affleurements) et de laboratoire (roches et minéraux) sur la genèse d’une chaîne de mon-tagnes dans le cadre de la tectonique des plaques ?� Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, de la présence

d’un ancien domaine océanique ?

� Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, d’une subduc-tion océanique puis continentale ?

� Quels sont les témoins d’une remontée vers la surface au cours de la col-lision de matériaux préalablement enfouis au cours de la subduction ?

Document 2b

Remarque

Document 3

Questions

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18 Séquence 2 – SN02

� Comment expliquer le plongement de la lithosphère océanique dans les zones de subduction ?

� Comment s’appuyer sur l’ensemble des observations effectuées dans une chaîne de montagnes afin de reconstituer un scénario possible de l’histoire de cette chaîne et un modèle plus général présentant quelques étapes de la formation d’une chaîne de collision ?

CoursDans des chaînes de montagnes, telles que les Alpes ou l’Himalaya, on peut repérer divers indices, observables à des échelles très diverses, attestant d’une compression associée à la convergence de deux plaques continentales :� des reliefs importants et une racine crustale ; l’épaisseur de la croûte

résulte d’un épaississement lié à un raccourcissement et à un empi-lement ;

� des déformations (plis, failles, chevauchements, nappes) ;� des transformations métamorphiques des roches caractéristiques de

la croûte continentale mais aussi de la croûte océanique.

Les déformations observables au niveau des deux marges confirment leur affrontement « direct » c’est-à-dire la collision alors que l’analyse de la suture ophiolitique et de certaines structures existant au niveau des marges permet de reconstituer l’ouverture puis la fermeture par subduc-tion de cet océan.

1. De l’ouverture d’un océan à la collision continentale : des témoins des étapes de la genèse d’une chaîne de montagnes

➥ Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, de la présence d’un ancien domaine océanique ?

a) Dans les chaînes de montagnes, des témoins de l’existence d’un ancien océan et de ses marges continentales

1) Des roches témoins d’un océan aujourd’hui disparu : les traces de l’expansion de l’océan

Montrer que les ophiolites du Chenaillet sont des roches vestiges d’une ancienne lithosphère océanique

Le massif du Chenaillet est situé dans les Alpes, à l’est de Briançon (document 2a). Il s’étend sur une surface d’environ 40 km2.

Il s’agit de préciser les caractéristiques des ophiolites et les informa-tions qu’elles apportent sur la formation des Alpes.

B

Activité 1

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19Séquence 2 – SN02

Carte géologique très simplifiée du Chenaillet

Péridotite

Basalte

Gabbro

Grand Charvia(2648 m)

Chenaillet(2650 m)

France Italie

Coupe géologique schématique des ophiolites du Chenaillet

2600

2400

2200

Le Chenaillet

500 m

Péridotites métamorphisées

Gabbros

Basaltes en coussins

Basaltes en filons

Brèches magmatiques

Les basaltes en coussins ont des formes très souvent intactes ; il n’y a pas de déformation notable. La collision alpine ne semble pas avoir fortement marqué les ophiolites du Chenaillet.L’âge de cette formation est d’environ 150 Ma.

Les gabbros transformés du Chenaillet

Sur le terrain, on peut observer trois types de gabbros :

� des gabbros (C1) présentant une composition minéralogique et chimique analogue à celle d’un gabbro se formant au niveau de la dor-sale (document 6b) ;

� des gabbros (C2) où les pyroxènes magmatiques bruns sont séparés du feldspath plagioclase par un minéral noir, une amphibole, la horn-blende (document 6a) ; certains gabbros ne sont plus constitués que d’amphiboles et de plagioclases, les pyroxènes ont disparu ;

� des gabbros (C3) constitués également de pyroxènes et de hornblende mais aussi d’une autre amphibole vert pâle, l’actinote, et de minéraux franchement verts de chlorite.

Document 4

Document 5

Document 6

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20 Séquence 2 – SN02

Ces métagabbros, malgré leurs légères variations de composition miné-ralogique, ont tous le même âge : – 150 à – 146 Ma.

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de gabbro C2 du Chenaillet réalisé d’après une observation au microscope en lumière naturelle

Pyroxène

(Ca,Fe,Mg,Al) (SiAlO3)

Amphibole (hornblende)

(Ca,Na)2 (Mg,Fe)4,Al(Si7Al)O22(OH)2

Feldspath plagioclase

(Na,Ca)(Si,Al)3O8

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de gabbro prélevé au niveau d’une dorsale (GA, document 7) réalisée d’après une observation au microscope polarisant

Pyroxène

Feldspath plagioclase

Feldspath plagioclase

Le magma formé au niveau d’une zone de divergence, en refroidissant lentement, cristallise sous la forme d’un gabbro. Il est essentiellement constitué de deux minéraux : le pyroxène sombre et le feldspath plagio-clase blanc. L’absence d’orientation privilégiée des cristaux est carac-téristique d’une roche magmatique. L’équilibre existe entre les deux minéraux, comme en témoignent les contacts nets entre eux.

Les conditions de température et de circulation d’eau de mer au niveau d’une dorsale et à son voisinage

Au niveau des dorsales, la croûte océanique qui vient de se former est frac-turée. Elle est le siège d’une importante circulation d’eau de mer. Les gab-bros de la croûte sont encore à une température élevée, entre 600 et 900 °C. Cet hydrothermalisme est à l’origine d’une hydratation des roches et d’un refroidissement de la croûte se traduisant par des transformations minéra-logiques, c’est-à-dire par l’apparition de nouveaux minéraux. Les roches de la lithosphère océanique subissent ainsi un métamorphisme hydrothermal.

Document 6a

Document 6b

Document 7

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21Séquence 2 – SN02

0

5

10

15

Profondeur

(km)

0

0.2

0.4

Pression

(GPa)

600° C

800° C

1000° C1300° C

600° C

800° C

1000° C

H2O

H2O

H2O

GB GBGA

Basalte Gabbro Manteau

Circulationhydrothermale

Trajet du gabbro Isothermes Fractures

Magma

Le tableau indique la composition chimique des minéraux constituant la lithosphère océanique.

Lithosphère océanique fraîche

(0,3 % en poids de H2O)

Lithosphère océanique transformée

(1 à 3 % en poids de H2O)

Feldspaths plagioclases : (Na, Ca)(Si,Al)3O8 Feldspaths plagioclases : (Na, Ca)(Si,Al)3O8

Pyroxène : (Ca,Fe,Mg)SiO3 Amphibole : (Ca,Na)2 (Mg,Fe)4,Al(Si7Al)O22(OH)2

Chlorite : (Mg,Al,Fe)6(Si,Al)4O10(OH)8

Olivine : (Fe,Mg)2 SiO4 Serpentine : Mg3Si2O5(OH)4

La présence d’eau et la diminution de température due à l’éloignement de l’axe de la dorsale font que les basaltes, les gabbros et les pérido-tites se transforment en métabasaltes, métagabbros et métapéridotites, appelées aussi serpentinites.

Domaines de stabilité des assemblages minéralogiques de gabbros suivant leur localisation par rapport à la dorsale

Au laboratoire, il est possible de soumettre des associations minérales comme celle du gabbro à des conditions de température, de pression et d’hydratation voisines de celles existant, par exemple, près de la dorsale, puis de celles prévalant lorsque la croûte s’éloigne de cette dernière.

En effet, chaque minéral possède un domaine de stabilité : éventail de pressions et de températures à l’intérieur duquel un minéral ou une association minérale est stable correspondant aux conditions de sa for-mation. En dehors de ce domaine, il y a déstabilisation : il y a alors des transformations et /ou des interactions des minéraux entre eux, ce qui aboutit à la formation de nouveaux minéraux plus stables dans les nou-velles conditions. Cette transformation structurale et minéralogique des roches, appelée métamorphisme, implique des réactions chimiques à l’état solide entre les minéraux.

Document 8

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22 Séquence 2 – SN02

Dans un diagramme pression-température visualisant les données expérimentales obtenues, les courbes délimitant les champs de stabi-lité d’associations minérales différentes correspondent chacune à une réaction du métamorphisme.

2000 400 600 800 1000 1200

30

25

20

15

10

5

0

35

Température(°C)

Profondeur(km)

PlagioclaseHornblende

ActinoteChlorite

PlagioclaseAmphibole

(hornblende)Eau

PlagioclasePyroxène

Eau

So

lidu

s du

ga

bb

ro

Co

nd

itio

ns

no

n r

éa

lisé

es

da

ns

la n

atu

re

1 GA2

0

1

0.5

Pression(GPa)

Les pyroxènes et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre eux en présence d’eau pour donner un nouveau minéral hydraté, l’amphi-bole, selon la réaction 1 :

Feldspath plagioclase + Pyroxène + eau → Hornblende (amphibole)

Les amphiboles et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre eux en présence d’eau pour donner une autre amphibole, l’actinote, et de la chlorite selon la réaction 2.

Feldspath plagioclase + Hornblende + eau → Chlorite + Actinote

Les transformations sont rarement complètes et il reste des reliques (par exemple des pyroxènes, comme dans le document 6a) plus ou moins importantes des minéraux initiaux.

Utilisation de données d’un logiciel présentant différents aspects de la subduction

Il est possible de télécharger le logiciel Subduction au niveau du site de l’académie de Toulouse :

Les mots-clés pour effectuer la recherche du site de téléchargement sont : subduction + logiciel + Perez + toulouse.

Une fois installé, utiliser les modules suivants en prenant en compte les indications fournies dans le fichier A_LIRE :� le microscope polarisant, afin de comprendre la technique d’obser-

vation des lames minces de roches ; suivre les indications s’affichant dans le module ;

� les roches et marges actives, afin d’observer une lame mince de méta-gabbro du « faciès Schistes verts » (voir document 16b : les faciès métamorphiques).

Document 9

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23Séquence 2 – SN02

Ne pas oublier que, pour observer une roche, il faut toujours débuter :� par une observation à l’œil nu de la roche (avec éventuellement une

observation à la loupe) afin de repérer certains minéraux et leurs carac-téristiques (forme, brillance, couleur…) ;

� par une observation au microscope de la lame mince de cette roche au plus faible grossissement ;

� par une observation en « lumière naturelle » (= LPNA : lumière polari-sée non analysée) afin de repérer les caractéristiques des minéraux et de les mettre en relation avec celles déjà mises en évidence à l’œil nu ; l’observation en LPA (lumière polarisée analysée) fournit d’autres ren-seignements qui permettent une identification plus précise des miné-raux qui constituent la roche.

Des roches témoins d’une sédimentation océanique

Des roches sédimentaires rubanées, les radiolarites, de couleur rouge ou verte, sont associées au massif du Chenaillet. Elles sont datées de 160 à 150 Ma.

Les radiolarites sont des roches résultant de l’accumulation de sque-lettes siliceux d’organismes planctoniques marins unicellulaires, les radiolaires, qui se sont déposés au niveau des plaines abyssales.

Un test ou squelette siliceux d’une radiolaire

� L’observation microscopique de l’association minérale présente dans une roche permet de connaître les conditions de pression et de tempé-rature subies au cours du temps : exploiter les documents 4, 5, 6, 7 et 8, afin de tracer au niveau du diagramme du document 8, le trajet Pres-sion-Température suivi par un gabbro du Chenaillet au cours du temps.

� Relever, dans les documents :

� le ou les indices de la présence d’un ancien océan ;

� le ou les indices de collision.

Présenter ce travail sous la forme d’un tableau, avec une référence pré-cise aux documents.

Document 10

Questions

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24 Séquence 2 – SN02

La présence d’ophiolites dans les Alpes et l’Himalaya prouve l’existence d’un océan aujourd’hui disparu. Cet océan résultait de la fracturation d’un continent.

➥ Peut-on retrouver, dans une chaîne de collision, les témoins de cette fracturation que sont les marges continentales passives ?

2) Des marges passives fossiles témoins d’une extension continentale : les traces de l’ouverture de l’océan

Les marges passives sont la mémoire d’une fracture continentale par extension. La nature, l’âge et la disposition relative des sédiments qui recouvrent la croûte continentale permettent de reconstituer les pre-miers stades de l’océanisation.

Rechercher les preuves de l’existence d’une marge continentale passive

On recherche dans les Alpes des restes de paléomarges qui ont été préservés des effets de la collision.

Coupe schématique de blocs basculés à l’est de GrenobleLe massif du Taillefer a une altitude de 2 857 m.

le Taillefer le Rochail

Agrandissement de la zone encadrée en vert

FaillesFailles

Socle

(roches magmatiques et métamorphiques)

Trias

(dolomies très pauvres en fossiles)

Jurassique inférieur et moyen

(calcaires et schistes à ammonites,belmnites et crinoïdes)

Jurassique supérieur et crétacé

(calcaire et marnes à ammonites)

Dolomies : roches sédimentaires. Ammonites et Bélemnites : mollusques marins pélagiques (nageant en pleine mer).Crinoïdes : organismes benthiques (fixés sur les fonds marins).Calpionelles : organismes unicellulaires marins pélagiques.

Activité 2

Document 11

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25Séquence 2 – SN02

Les caractéristiques d’une marge passive actuelle : la marge continentale de Galice à l’ouest de l’Espagne

Les marges passives sont des zones de transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique.

Localisation de la marge de Galice

Un isobathe est une ligne reliant les points d’égale profondeur.

2004000

2000

20

040

00

20

00

2000

Bretagne

GaliceA B

Isobathes (m)

Trois unités plus ou moins profondes se succèdent en partant du lit-toral : le plateau continental (de 0 à –200 m), prolongement du conti-nent, le talus continental (de –200 à –3 000, –4 000 m) et le glacis (de –3 000 à –5 000 m), surface quasiment plane, où la bordure conti-nentale (lithosphère continentale) se raccorde aux fonds océaniques (lithosphère océanique).

Profil de sismique réflexion au travers de la marge (coupe AB, document 11a)

La sismique réflexion permet de déterminer l’épaisseur des différentes couches de roches, la forme des structures et la position relative des contacts entre des roches de nature différente.

L’échelle verticale ne donne pas une vraie profondeur mais le temps d’aller-retour des ondes.

BA

1

12

2

3

3

Secondes temps double

Document 12

Document 12a

Document 12b

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26 Séquence 2 – SN02

Informations fournies par les trois forages effectués (639, 638 et 641) sur la nature et l’âge des roches prélevées au niveau de la marge

Calcaires et argiles du Crétacé supérieuret turbidites (sédiments détritiques) dutertiaire.Couches pratiquement horizontales.

Calcaires et turbidites du Crétacé inférieur.Couches disposées en éventail.

Socle granitique.

639 638 641

1

2

3

1

2

3

Un modèle des étapes de la genèse d’un océan

Les marges passives ont enregistré dans la géométrie de leurs dépôts sédimentaires l’histoire précoce de la formation de l’océan.

� Dans un premier temps, la croûte continentale est étirée et amincie. Un rift continental se met en place. Un fossé central d’effondrement, limité par des failles normales, se forme sous l’effet de mouvements de divergence. Dans le fossé s’accumulent des sédiments fluviatiles, lacustres et des dépôts d’évaporites (roches salines).

� À un stade plus avancé, de la croûte océanique se forme entre les marges continentales. Une invasion marine submerge ensuite le rift. Un bassin océanique étroit s’installe.

� Enfin, la mer étroite s’élargit en un véritable océan, car le rift conti-nental a été remplacé par un rift océanique qui, en créant de la croûte océanique, éloigne les marges l’une de l’autre (océan Atlantique actuel). Les sédiments détritiques grossiers près des côtes, issus de l’altération et de l’érosion des roches du continent, passent progressi-vement vers le large à des mélanges détritiques et carbonatés plus fins qui se déposent à l’horizontale.

On peut distinguer trois catégories de sédiments :

� Les séries sédimentaires solidaires du socle, affectées par les failles normales : elles se sont donc formées antérieurement à la fracture.

� Les séries sédimentaires présentant actuellement une disposition en éventail (document 13a) : elles se sont déposées initialement à l’hori-zontale sur un socle instable, en phase de fracturation sous l’effet de l’extension ; elles sont contemporaines de la formation du rift.

� Les séries sédimentaires qui reposent en discordance sur les précé-dentes (document 13b), et sont en position de dépôt, à l’horizontale : elles se sont formées lorsque la dorsale océanique a commencé à fonctionner.

Document 12c

Document 13

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27Séquence 2 – SN02

Le modèleDocument 13

Document 13a

Document 13b

Manteau lithosphérique

Croûte continentale

RiftCroûte continentale amincie

Lith

os

ph

ère

Asthénosphère

Marge

continentale

Cro

ûte

océ

an

iqu

e

Lith

os

ph

ère

0

50

100 Asthénosphère

0 50 100 150 200 km

0

50

100

0 50 100 150 200 km

0

50

100

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28 Séquence 2 – SN02

� Exploiter le document 12 à l’aide des données fournies dans le docu-ment 13 afin de dégager les caractéristiques morphologiques, tecto-niques et sédimentaires d’une marge continentale passive actuelle.

� Montrer que les structures présentes au niveau du document 11 sont les témoins d’une ancienne marge continentale permettant de dater la période de la fracturation continentale.

� Relever dans le document 11 des indices de rac-courcissement montrant que les marges conti-nentales sont déformées au cours de la collision.

On trouve, dans les chaînes de collision, les témoins :

� d’un ancien océan disparu, tels des ophiolites constituées de roches

caractéristiques de la lithosphère océanique (basaltes en coussins, gab-

bros et péridotites) et des sédiments marins ;

� des marges passives de cet océan présentant des blocs basculés délimi-

tés par des failles normales.

À retenir

La collision est l’aboutissement de la fermeture d’un océan au cours de la convergence de plaques lithosphériques. La lithosphère océanique puis continentale disparaissent tout d’abord par subduction avant que les marges n’entrent en collision directe.

➥ Quels sont les témoins dans une chaîne de montagnes d’une subduc-tion océanique puis continentale ?

b) Dans les chaînes de montagnes, des témoins de l’existence de subductions

1) Les témoins d’une subduction océanique antécollision

Dans les Alpes, et notamment dans le Queyras et le Viso, affleurent aussi des ophiolites, fragments de lithosphère océanique qui ont subi un métamorphisme caractéristique des zones de subduction.

➥ Quelles sont les caractéristiques de ce métamorphisme lié à la subduction et quelles informations apporte-t-il sur l’histoire de la chaîne de montagnes ?

Rechercher, au niveau de massifs ophiolitiques alpins, les indices d’un métamorphisme lié à une subduction océanique ayant précédéla collision

Bien repérer les déformations de la

croûte continentale dues à la diver-

gence.

Identifier, au niveau du document 12,

à quel type de sédiments font réfé-

rence les chiffres 2 et 3.

Aide

Questions

Activité 3

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29Séquence 2 – SN02

Les ophiolites du Queyras

Dans la partie est du massif du Queyras, des fragments de lithosphère océanique sont emballés dans des roches sédimentaires métamorphi-sées, appelés schistes lustrés. Ces ophiolites sont constituées essen-tiellement de métabasaltes, mais aussi de métagabbros et de serpen-tinites (métapéridotites).

Sur le terrain, on peut observer des métagabbros (Q1) présentant une auréole de glaucophane (amphibole bleue) autour de rares pyroxènes ; ils sont datés entre – 50 et – 90 Ma (l’âge varie selon l’affleurement considéré).

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de métagabbro Q1 du Queyras réalisé d’après une observation au microscope

en lumière naturelle

Pyroxène

(Ca,Fe,Mg,Al) (SiAlO3)

Glaucophane (amphibole)Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2

Feldspath plagioclase

(Na,Ca)(Si,Al)3O8

Actinote (amphibole)Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2

Le pyroxène magmatique originel est parfois préservé au cœur d’une couronne de glaucophane, amphibole bleutée, le séparant des plagio-clases.

Les ophiolites du mont Viso

Au sud-est du massif du Queyras, quelques kilomètres après la frontière italienne, se dresse le mont Viso (3 841 m d’altitude).

Coupe géologique à travers le massif du Viso

Cette coupe géologique permet d’observer :

� à l'ouest du mont Viso, les schistes lustrés du Queyras interprétés comme étant des sédiments de prisme d’accrétion (voir documents 2b et 22) ;

� au centre de la coupe, des métabasaltes et des métagabbros du faciès éclogite ;

� des péridotites serpentinisées (métapéridotites) séparant les dif-férentes unités et matérialisant des zones de failles actives durant l’exhumation c’est-à-dire la remontée en surface de ces fragments de lithosphère océanique.

Document 14

Document 15

Document 15a

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30 Séquence 2 – SN02

Mont VISO

3841 m

Ouest Est

2 km

1 km

0

Schisteslustrés

Métabasalte Métagabbro Métapéridotite

Des métagabbros du mont Viso de type éclogites

Des métagabbros du mont Viso (V1), datés de – 46 à – 50 Ma, renfer-ment des cristaux de pyroxène jadéite de couleur vert jade et de grenat rouge globuleux. Ces roches renferment aussi de l’épidote vert jaune, de la glaucophane bleue et du quartz.

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de métagabbro du mont Viso réalisé d’après une observation au microscope en lumière naturelle

Epidote

Ca2FeAl2(Si2O7)(SiO4)(O,OH)2+ quartz Si2O2

Glaucophane (amphibole)Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2

Jadéite

Na(Al,Fe)Si2O6

Grenat

(Fe,Mg)3Al2Si3O12

Domaines de stabilité déterminés expérimentalement de quelques associations minéralogiques

Diagramme Pression-Température6002000 400 800 1000 1200

0

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

Domaine defusion paritelle3

1

4

2

5

conditions non réalisées

dans la nature

ABC

D

E

F G

Document 15b

Document 16

Document 16a

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31Séquence 2 – SN02

Quelques réactions de métamorphisme

Les courbes 1, 2, 3, 4 et 5 matérialisent les conditions de pression et de température dans lesquelles certains minéraux d’une roche réagissent entre eux.

Réaction 1 : Plagioclase + Pyroxène + Eau à Amphibole (hornblende).

Réaction 2 : Plagioclase + Amphibole (hornblende) + Eau à Chlorite + Amphibole (actinote).

Réaction 3 : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite à Amphibole (glaucophane) + Eau.

Réaction 4 : Plagioclase à Pyroxène jadéite + Quartz.

Réaction 5 : Plagioclase + Amphibole (glaucophane) à Grenat + Jadéite + Eau.

Par conséquent, les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de stabilité des associations minérales.

A : Plagioclase + Pyroxène

B : Plagioclase + Amphibole (hornblende)

C : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite

D : Plagioclase + Amphibole (glaucophane)

E : Glaucophane + Jadéite

F : Grenat + Jadéite + ou – Glaucophane

G : Grenat + Jadéite.

Les faciès métamorphiques

Pour raisonner dans l’espace P-T, Eskola, au début du XXe siècle, a créé des subdivisions : le domaine P-T est découpé en faciès métamorphiques. Un faciès métamorphique est caractérisé par une association de minéraux stables dans les conditions de P et T correspondant au domaine délimité. Les noms des faciès correspondent aux noms des roches de composition basaltique, métamorphisées dans les intervalles P-T définis pour ces faciès :

� faciès métamorphique des schistes verts : roche métamorphique verte, riche en actinote + chlorite + épidote ;

� faciès métamorphique des schistes bleus : roche métamorphique sombre, bleutée, car riche en une amphibole sodique bleue, la glaucophane ;

� faciès métamorphique des éclogites : roche métamorphique conte-nant du pyroxène jadéite vert jade et du grenat sans feldspath pla-gioclase. Une éclogite peut contenir de la glaucophane.

Document 16b

Document 16c

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32 Séquence 2 – SN02

Utilisation de données du logiciel Subduction présentant différents aspects de la subduction

Le module Roches et marges actives permet de poursuivre l’observa-tion des métagabbros commencée lors de l’activité 1 : métagabbros du faciès « schistes bleus » et métagabbros du faciès « éclogites ».

� Exploiter les documents 4, 5, 6, 7, 8 et 9 de l’activité 1 et les docu-ments 14, 15 et 16 afin de compléter un tableau permettant de visualiser les données P, T et temps relatives aux ophiolites, roches métamorphiques du Chenaillet, du Queyras et du mont Viso. Seuls les métagabbros sont à prendre en compte.

Lieu de prélèvement des échantillons observésLieu de prélèvement des échantillons observés ChenailletChenaillet QueyrasQueyras Mont VisoMont Viso

Roche(s)

Minéraux

Domaine de stabilité des différents minéraux :� Pression� Température

Faciès métamorphique

Âge en Ma correspondant à l’âge pour lequel les

roches ont été soumises à une pression maximale.

Contexte géodynamique (roches indicatrices

d’une expansion océanique, d’une subduction ;

indiquer la profondeur atteinte)

� Tracer, sur le document 18, les trajets P-T effectués au cours du temps par un gabbro qui est à l’origine de Q1 et un gabbro qui est à l’origine de V1 (le trajet est à démarrer en prenant en compte les observations effec-tuées lors de l’activité 1 portant sur les métagabbros du Chenaillet).

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

Domaine defusion paritelle

conditions non réalisées

dans la nature

ABC

D

E

F G

Le document 18 est identique au document 16.

Le logiciel Subduction permet aussi de tracer un chemin P-T-temps en allant dans le module Diagramme Pression-Température.

Document 17

Questions

Document 18

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33Séquence 2 – SN02

� Le métamorphisme qui affecte les roches de la croûte océanique dans une zone de subduction est qualifié de métamorphisme « Haute Pression-Basse Température ». Justifier.

� Les ophiolites du Queyras et du mont Viso comportent des indices de l’expansion océanique, de la subduction puis de la surrection lors de la collision des plaques Europe-Asie à l’origine des Alpes. Montrer en quoi les informations fournies par les documents 14 à 16 sont en accord avec cette affirmation.

� Compléter le schéma présentant les marqueurs des zones de sub-duction (exercice 6 chapitre 1) en ajoutant les marqueurs métamor-phiques caractéristiques de ces zones.

Les métagabbros du faciès « schistes verts » (correspondant aux roches avant que la lithosphère océanique n’entre en subduction), du faciès « schistes bleus » et du faciès « éclogites » doivent être indiqués.

Localiser les différentes roches métamorphiques de

la zone de subduction en prenant en compte les pro-

fondeurs d’apparition de minéraux tels que la glauco-

phane et le grenat.

Si un code est utilisé, sa signification doit être fournie.

L’ensemble du schéma doit être clair et facilement lisible.

Aide

Faire un tableau afin de relever les

indices de l’expansion océanique,

de la subduction puis de la col-

lision ; pour chaque indice, faire

référence au document.

Aide

Dans les zones de subduction, les roches qui constituent la lithosphère

océanique sont soumises à de nouvelles conditions de pression et de tem-

pérature, de nouveaux minéraux se forment tels que la glaucophane et le

grenat. Ce métamorphisme, réalisé à l’état solide, affectant la lithosphère

océanique plongeante dans les zones de subduction, est qualifié de méta-

morphisme « Haute Pression-Basse Température ».

Il est possible de reconstituer le trajet Pression-Température suivi par une

roche métamorphique au cours du temps, à partir des associations miné-

rales présentes dans cette roche replacées dans un diagramme Pression-

Température où figurent les différents faciès métamorphiques.

À retenir

La convergence des plaques se maintenant, une subduction continen-tale fait suite à la subduction océanique.

➥ Quelles sont les observations qui ont permis de mettre ce phéno-mène en évidence ?

2) Des témoins d’une subduction continentale

Les chercheurs ont tout d’abord pensé que l’arrivée d’une lithosphère continentale dans une zone de subduction bloquait le processus de

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34 Séquence 2 – SN02

convergence à cet endroit et que la croûte continentale était trop légère pour disparaître dans l’asthénosphère : les continents restaient en sur-face ! Des observations minéralogiques et l’utilisation de la tomographie sismique ont remis ce modèle en question.

Rechercher les témoins d’une subduction continentale

Un métamorphisme ultra haute pression dans des roches du massif de Dora Maira

Évolution d’est en ouest du métamorphisme dans les Alpes

Mt B

lanc

Genève

Bel

ledo

ne

Grenoble

Pelvoux

Briançon

Mt Viso

Gap

Argentera

A

B

Bassins sédimentairespéri-alpins

Roches plissées de lacouverture non métamorphique

Métamorphismede très faible degré

Faciès des schistes verts

Faciès des schistes bleus àglaucophane

Ophiolites (métabasaltes,métagabbros, métapéridotites)

Faciès des éclogites

Faciès à coésite

Lac Léman

Chenaillet

Queyras Do

raM

air

a

GrandParadis

Sesia

Coupe géologique très simplifiée au niveau du massif de Dora Maira

Le massif de Dora Maira montre une succession d’unités séparées par des chevauchements.

0

1

3km

A B

massif de Dora Maira

Faciès des ophiolites

Faciès des schistesbleus à glaucophane

Faciès des éclogites

Faciès à coésite

La découverte de coésite (forme de haute pression du quartz) indique que des morceaux de la croûte continentale (roches sédimentaires, granodiorites) ont été soumis à des pressions d’au moins 2,5 à 3 GPa. Ils ont donc été enfouis à plus de 90 km de profondeur.

Activité 4

Document 19

Document 19a

Document 19b

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35Séquence 2 – SN02

Schéma d’une lame mince de roche à coésite réalisé d’après une observation au microscope en lumière naturelle

Grenat

(Fe,Mg)3Al2Si3O12

Coésite (SiO2)

Quartz

SiO2

La présence de diamants dans les Alpes et l’Himalaya

Le diamant est du carbone pur cristallisé à très haute pression.

Sa présence dans des roches sédimentaires ou granodioritiques de la croûte continentale suggère des pressions de plus de 4 GPa corres-pondant à une profondeur de plus de 120 km. Ces minéraux indiquent qu’une croûte continentale très étirée peut avoir atteint des profon-deurs allant jusqu’à 140 km et qu’elle peut donc entrer en subduction.

Profil tomographique perpendiculaire à la partie ouest de la chaîne himalayenneLa tomographie apporte des données nouvelles sur la formation de la chaîne de l’Himalaya, qui est née de la collision entre l’Inde et l’Asie. La collision s’est produite il y a 50 Ma, et l’avancée de l’Inde continue toujours. Dans la partie ouest de l’Himalaya, la tomographie montre que la plaque indienne s’enfonce en profondeur.

La distribution des séismes souligne le plongement vers le nord de la plaque indienne, puis celle-ci se ver-ticalise et finit par se renverser : près de 1 000 km de plaque continentale sont ainsi visibles dans le manteau.

A

B

(par rapport àla normale)

Supérieure

Inférieure

Gros séismes

Normale

A B

400km

800km

Document 19c

Document 20

Document 21

Il est également possible d’obtenir la répartition des

foyers sismiques le long de la coupe AB en utilisant le

logiciel Tectoglob.

Remarque

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36 Séquence 2 – SN02

Modèles de deux types de subduction : subduction océaniqueet subduction continentale

Subduction océanique

Arcvolcanique

Prismed'accrétion

Croûtecontinentale

Croûteocéanique

Manteaulithosphérique

Manteausupérieur

Subduction continentale

La poursuite du processus de subduction océanique entraîne, à terme, la disparition de toute la lithosphère océanique et l’affrontement entre deux lithosphères continentales : il y a collision.

Pro

fon

de

ur

(km

)

120

90

60

30

0Croûte continentale dela plaque subduite

Croûte continentale de laplaque chevauchante

Manteaulithosphérique

Asthénosphère

Croûte océanique

Coesite(métamorphisme UHP)

Entraîné par la lithosphère océanique, l’essentiel de la lithosphère conti-nentale continue de subduire et la partie supérieure de la croûte s’épais-sit par empilement d’écailles crustales dans la zone de contact entre les deux plaques. Une suture ophiolitique sépare les deux plaques.

� Indiquer comment évolue, d’ouest en est, dans la chaîne des Alpes, le métamorphisme présenté dans le document 19. Comment peut-on interpréter cette évolution ?

� Exploiter les documents 19, 20 et 21, afin de présenter des arguments minéralogiques et sismiques qui ont contribué à élaborer le modèle de subduction continentale du document 22b.

Document 22

Document 22a

Document 22b

Questions

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37Séquence 2 – SN02

Dans une zone en convergence, lorsque la totalité de la lithosphère océanique

d’une plaque a disparu par subduction, la partie continentale de la plaque est

entraînée à son tour dans la subduction : il y a subduction continentale.

Des minéraux indicateurs de très hautes pressions, tels que la coésite et le

diamant, se forment par transformation de certains minéraux présents dans

les roches continentales. Au cours de la subduction continentale, la partie

supérieure de la croûte continentale s’épaissit par empilement de nappes

dans la zone de contact.

À retenir

3) Des témoins d’une exhumation rapide

Les roches métamorphiques actuellement en surface constituent des enregistrements des étapes, de subduction océanique (métamor-phisme Haute Pression-Basse Température des ophiolites du Queyras et du mont Viso), de subduction continentale (métamorphisme ultra haute pression des roches de Dora Maira), subies par les unités océa-niques et continentales.

Il faut supposer que ces fragments de lithosphère océanique et conti-nentale ont été ramenés rapidement vers la surface (par des méca-nismes tectoniques complexes) pour que des traces de leur métamor-phisme HP/BT aient été conservées.

Rechercher les témoins d’une remontée en surface d’écailles de l’ancienne lithosphère océanique et continentale

Les associations minéralogiques de certains métagabbros du Queyras et du Viso, témoins d’une exhumation de la lithosphère océanique� Dans le Queyras, il existe aussi des métagabbros avec des cristaux

de glaucophane entourés et traversés par des cristaux de chlorite et actinote (Q2).

� Dans le massif du Viso, il est possible d’observer des métagabbros (V2) avec présence de zoïsite (épidote) et de glaucophane (faciès « schistes bleus ») et absence de grenat-jadéite. Des fractures recou-pant les métagabbros V2, formées postérieurement à ceux-ci, sont remplies entre autres avec de la chlorite et de l’actinote. Cette asso-ciation minérale (V3) est celle du faciès « schistes verts ».

Les associations minéralogiques de certains roches de Dora Maira, témoins d’une exhumation de la lithosphère continentale

Le document 19c montre que la coésite est entourée d’une auréole de quartz. Dans un premier temps, la roche appartenant à la croûte conti-nentale qui la renferme a d’abord été enfouie à forte profondeur, ce qui a entraîné la formation de la coésite par transformation du quartz

Activité 5

Document 23

Document 24

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38 Séquence 2 – SN02

(métamorphisme ultra haute pression). Puis une exhumation, synonyme d’une diminution de pression, a suivi, qui a induit une recristallisation du quartz à partir de la coésite : la transformation est incomplète en rai-son, notamment, de la rapidité du phénomène.

Au fur et à mesure de l’engagement de la lithosphère continentale dans

le plan de subduction, ses structures géologiques subissent un écaillage,

qui conduit, entre autres, à l’exhumation de fragments de lithosphère océa-

nique et continentale.

L’exhumation des roches profondes est un processus relativement rare et

limité dans le temps, comparé à l’enfouissement le long des plans de sub-

duction.

À retenir

Compléter, au niveau du diagramme P-T du document 18, les chemins (P, T, temps) suivis par les roches métamorphiques du Queyras et du mont Viso de leur formation au niveau des dorsales jusqu’à leur exhu-mation.

c) Un scénario des événements majeurs qui présideà la formation d’une chaîne de montagnes

S’appuyer sur les indices relevés pour reconstituer un scénario possible de l’histoire des Alpes en relation avec le modèle

Les indices apportés par l’étude des roches du Chenaillet

Les roches du Chenaillet montrent un métamorphisme hydrothermal net. Elles n’ont donc pas été affectées par la subduction ni par la collision.

Le modèle de la subduction océanique appliqué à une étape de la genèse des Alpes

Les roches de Dora Maira (5) sont figurées en situation au niveau de la marge européenne avant la subduction continentale.

Les numéros établissent une correspondance entre des roches observées actuellement dans les Alpes et leur localisation avant que la marge conti-nentale européenne ne suducte entraînée par la lithosphère océanique.

1 : Ophiolites du Chenaillet.

2 : Schistes lustrés.

3 : Ophiolites du Queyras.

4 : Ophiolites du mont Viso.

Question

Activité 6

Document 25

Document 26

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39Séquence 2 – SN02

Les principales étapes de la formation des Alpes

Tous les arguments qui ont permis de reconstituer ce scénario possible de l’histoire des Alpes n’ont pas été présentés dans ce cours. Ce scé-nario n’est pas figé : il dépend en effet de l’évolution des recherches effectuées sur ce sujet.

L’étape 1 ne figure pas sur le schéma suivant.

Étape 1 : Ouverture et expansion de l’océan alpin (–250 à –80 Ma).

Étape 2 : Début de la convergence il y a – 80 Ma.

Étape 3 : Un première subduction océanique (SO1) entraîne aussi le bord externe de la marge africaine puis une deuxième subduction océanique (SO2) débute.

Étape 4 : La subduction SO2 fonc-tionne. La lithosphère océanique en subduction subit un métamorphisme HP-BT. Du plancher océanique (futures ophiolites du Chenaillet) chevauche la marge européenne. Le prisme d’accrétion serait à l’origine des schistes lustrés du Queyras.

Étape 5 : Des fragments de la lithosphère océa-nique subduite sont rapidement exhumés (ophio-lites du Queyras et du mont Viso). Une partie de la marge continentale européenne entraînée par la lithosphère océanique entre en subduction continentale (SC) : la collision des deux marges débute et entraîne un raccourcissement et un épaississement de celles-ci. Un détachement de la lithosphère océanique serait à l’origine d’une remontée de la croûte continentale subduite.

Ophiolites Chenaillet

Ophiolites Queyras Viso

SC

- 35 Ma

SO2SO1

- 70 Ma

Marge européenne Marge africaine

- 80 Ma

SO2

pa

- 50 Ma

Croûteocéanique

Croûtecontinentalesubductante

Croûtecontinentalesubductée

SO : Subductionocéanique

SC : Subductioncontinentale

pa : Prismed'accrétion

Blocs basculésPrismed’accrétion

MARGE DE LAPLAQUEEUROPÉENNE

MARGE DE LAPLAQUE

AFRICAINE

Subduction dela lithosphèreocéanique

Exhumation d'unitéspréalablementportées enprofondeur

5

1

3

4

Croûte continentalede la plaque subduite

Croûte continentalede la plaquechevauchante

Manteaulithosphérique Asthénosphère

Croûteocéanique

2

Document 27

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40 Séquence 2 – SN02

� En tenant compte des données fournies dans les activités 1, 3 et 5, indiquer les arguments qui ont permis d’aboutir à la formulation de l’affirmation du document 25.

� Faire un tableau présentant de façon organisée les différents indices qui ont contribué à l’élaboration de certaines étapes de ce modèle.

Les chaînes de montagnes présentent des témoins des événements qui ont

participé à leur formation. Ils ont permis l’élaboration d’un scénario type

jamais parfaitement réalisé sur le terrain : ouverture et expansion d’un

océan suivies d’une subduction océanique et d’une subduction continen-

tale lorsque la collision débute.

À retenir

La subduction océanique est un phénomène géodynamique qui corres-pond à l’enfoncement de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère sous-jacente.

➥ Comment expliquer le plongement de la lithosphère océanique dans les zones de subduction ?

2. L’évolution de la lithosphère océanique, un des principaux moteurs de la subduction

De la lithosphère océanique produite au niveau des dorsales plonge en permanence dans les zones de subduction.

➥ Quelles sont les modifications de la lithosphère océanique qui peu-vent conduire à sa subduction dans l’asthénosphère ?

Préciser les modifications subies par la lithosphère océanique depuis sa création à la dorsale jusqu’à sa subduction

Évolution du flux thermique et de la profondeur de la surface de la lithosphère océanique en fonction de la distance à la dorsale

Le flux thermique correspond à la quantité de chaleur dégagée par unité de temps pour 1 m2 de surface terrestre.

Questions

Activité 7

Document 28

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41Séquence 2 – SN02

20000 4000 6000 8000

0

6000

4000

2000

10

20

30

40

Distance à ladorsale (km)

Pro

fon

de

ur

(m)

Flu

x d

e c

ha

leu

r (μ

cal/

cm/s

)

Le document 7 présenté dans l’activité 1 montre que l’eau de mer froide s’infiltre par les nombreuses fractures, existant dans la lithosphère océa-nique, du fait de l’extension. Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique s’hydrate et se refroidit.

Épaississement de la lithosphère océanique

Au niveau des dorsales, la lithosphère océanique est bombée, mince et chaude. En s’éloignant de l’axe de la dorsale, la lithosphère océa-nique se refroidit. La limite manteau lithosphérique–asthénosphère étant une limite thermique, ce refroidissement se traduit par un abais-sement de l’isotherme 1 300 °C. La lithosphère océanique s’épais-sit par le bas : le sommet de l’asthénosphère, en se refroidissant, se transforme en manteau lithosphérique plus froid et plus rigide.

1200 2400

15 30

Dorsale

Distance àl'axe de ladorsale (km)

âge (106 ans)

05

100

Profondeur (km)

Croûteocéanique

Manteaulithosphérique

Isotherme1300°C

Asthénosphère

HLO

HA

hML

hCA

ML

AA

hc = épaisseur de la croûte.hML = épaisseur du manteau lithosphérique.HLO = épaisseur de la lithosphère océanique.HA = épaisseur de l’asthénosphère dans la colonne considérée.

Document 29

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42 Séquence 2 – SN02

La masse volumique de la croûte (ρc) est de 2,85.103 kg.m–3 et celle du manteau lithosphérique (ρML) de 3,3.103 kg.m–3.

La masse volumique de l’asthénosphère (ρA) est de 3,25.103 kg.m–3.

L’épaisseur totale de la lithosphère océanique (HLO) est de 9,2.(âge)1/2.

La masse M d’une colonne de lithosphère océanique (LO), de surface égale à 1 m2, est égale à :

M = ρC.hC + ρML.(HLO – hC)

Évolution des masses de la lithosphère océanique et de l’asthénosphère en fonction de la distance à l’axe de la dorsale

Distance à l'axe de la dorsale Distance à l'axe de la dorsale (en km)(en km)

160 800 1 200 2 000 2 400 3 200 4 800 6 400 8 000

Âge de la lithosphère océanique Âge de la lithosphère océanique (en 10(en 106 ans) ans)

2 10 15 25 30 40 60 80 100

Épaisseur Épaisseur de la lithosphère de la lithosphère

océanique océanique (en km)(en km)

Croûte *Croûte * 5 5 5 5 5 5 5 5 5

Manteau Manteau litho-litho-

sphériquesphérique8 24 31 41 45 53 66 77 87

Masse d’une colonne de Masse d’une colonne de lithosphère océanique de surface lithosphère océanique de surface

égale à 1 mégale à 1 m2 (en 10 (en 103 tonnes) tonnes)40,7 93,5 116,6 149,5 162,8 189,2 232,1 268,4 301,4

Masse d’une colonne d’asthéno-Masse d’une colonne d’asthéno-sphère de même surface et de sphère de même surface et de

même épaisseur (en 10même épaisseur (en 103 tonnes) tonnes)42,3 94,3 117,0 149,5 162,5 188,5 230,7 266,5 299,0

La distance de l’axe à la dorsale est calculée pour une dorsale avec une demi-vitesse d’écartement voisine de 8 cm par an.

* Au niveau de la croûte, les sédiments ne sont pas pris en compte dans le calcul de

l’épaisseur.

Lorsque la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthéno-sphère, elle devrait couler. En fait, elle se maintient en équilibre instable parce que l’asthénosphère exerce une résistance mécanique à l’enfon-cement. Cette instabilité peut donc retarder la subduction de plusieurs dizaines de millions d’années mais la subduction finit par intervenir.

� Exploiter le document 29 afin de :

� calculer l’âge et l’épaisseur d’une lithosphère océanique située à 1 000 km de l’axe de la dorsale (1/2 vitesse d’écartement = 8 cm.an–1) ;

� calculer la masse d’une colonne de 1 m2 de surface de cette même lithosphère océanique puis la comparer à celle d’une colonne d’as-thénosphère sous-jacente de même épaisseur et de même surface.

Document 30

Document 31

Questions

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43Séquence 2 – SN02

� Mettre en relation les évolutions du flux thermique, de la profon-deur de la lithosphère océanique (document 28) et de son épaisseur (documents 29 et 30).

� Exploiter le document 30 en représentant, sous la forme d’un graphique, les variations en fonction de l’âge de la masse d’une colonne de lithosphère océanique et de celui d’une colonne d’as-thénosphère de même épaisseur. Préciser à partir de quel âge la lithosphère devrait couler.

� Les schémas suivants représentent la pesée, sur les plateaux d’une balance, d’un côté d’une lithosphère océanique, et de l’autre d’une colonne d’une hauteur égale d’asthénosphère.

Faire correspondre chaque schéma à une zone du graphique construit précédemment.

Ne pas oublier de compléter la légende des schémas.

Manteaulithosphérique

AsthénosphèreCroûteocéanique

� Utiliser le logiciel Tectoglob afin d’afficher l’âge des fonds océa-niques. Confronter les observations effectuées au niveau de ce document avec celles de l’étude réalisée lors de la question 3.

Montrer qu’au niveau d’une subduction les transformations minéralogiques s’accompagnent d’une modification de la densité des roches qui entretient la descente de la lithosphère océanique

Lors de la subduction, l’augmentation de pression et de température produit des transformations minéralogiques notamment dans les roches de la croûte océanique.

Détermination de la densité d’échantillons de gabbros et de métagabbros du faciès « éclogites »

Il est possible d’évaluer la densité de différentes roches en utilisant un protocole comme celui présenté ci-après.

Activité 8

Document 32

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44 Séquence 2 – SN02

Protocole de mesure de la masse et du volume d’un échantillon de roche

MatérielMatériel ProtocoleProtocole

– 1 balance

– 1 éprouvette graduée

– 1 bécher

– 1 échantillon de chacune des deux roches

(un métagabbro et une éclogite) en un ou

plusieurs morceaux de taille adaptée au

volume de l’éprouvette

Niveau de l’eau

à relever

Echantillon

de gabbro

immergé

Mesure de la masse de chaque échantillon� Peser chaque échantillon à l’aide de la

balance fournie.

� Noter le résultat obtenu.

Mesure du volume de chaque échantillon� Verser de l’eau dans l'éprouvette jusqu’à une

graduation repère.

� Immerger l'échantillon dans l'eau de l'éprou-

vette.

� Lire le niveau atteint par l'eau, une fois l'échan-

tillon totalement immergé au cm3 près.

Volume del'échantillon deroche

Masse del'échantillon de

roche

La masse volumique est le rapport de la masse d’un échantillon sur son volume.

La densité d’un objet est le rapport de sa masse volumique sur la masse volumique de l’eau. La masse volumique de l’eau est égale à 1 g.cm–3 ou 1 T. m–3.

Exemple de résultats obtenus (niveaux atteints par l’eau)

Les mesures ont été effectuées pour 6 échantillons de gabbros qui n’ont pas participé à une subduction et 5 échantillons d’éclogites.

Document 32a

Document 32b

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45Séquence 2 – SN02

GabbroGabbro

ÉchantillonÉchantillon 1 2 3 4 5 6

Masse (g)Masse (g) 22,6 34,8 25,8 17,1 17,7 25

Volume (mL)Volume (mL) 7,5 11,5 8,5 5,5 6 8,5

ÉclogiteÉclogite

ÉchantillonÉchantillon 1 2 3 4 5

Masse (g)Masse (g) 65,3 18,9 35,5 31,6 7,6

Volume (mL)Volume (mL) 1,5 5 9,5 8,5 2

Densités estimées des lithosphères continentale et océanique au niveau de la subduction de la plaque Nazca sous l’Amérique du Sud

3.30

3.30

3.38

3.25

3.45

3.30

3.30

3.30

3.25

2.962.70

Croûte continentale

Manteaulithosphérique

Croûte cocéanique

Asthénosphère

La masse volumique moyenne d’une lithosphère océanique de 100 km d’épaisseur (avec croûte océanique de 5 km) s’écrit :

ρmoyenne = (5 ρC + 95 ρML) / 100

Les péridotites du manteau lithosphérique ont une masse volumique de 3,3.

Les péridotites de l’asthénosphère ont une masse volumique de 3,25.

� Utiliser les résultats obtenus et les données du document 33 pour montrer que les transformations de la croûte océanique entretien-nent la descente de la lithosphère océanique.

� Document 32 : calculer la masse volumique de l’échantillon correspon-

dant au volume d’eau déplacé, afin de déterminer la densité de chaque

échantillon.

La masse volumique sera exprimée en grammes par centimètre cube

(1 cm3 correspond à 1 mL).

� Document 33 : ne pas oublier de calculer l’augmentation relative de

masse volumique moyenne de la lithosphère océanique lors de la sub-

duction.

Aide

Document 33

Questions

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46 Séquence 2 – SN02

� Construire un schéma bilan sur lequel seront reportées toutes les notions issues de l’analyse des documents des activités 1, 3, 7 et 8 permettant de montrer comment l’évolution de la lithosphère océa-nique peut conduire à sa subduction dans l’asthénosphère et à l’en-tretien de celle-ci.Ne pas oublier de fournir un titre et une légende.

Voici les notions présentées dans le désordre :

Augmentation de la profondeur du plancher océanique, augmenta-tion de l’âge, refroidissement, épaississement par augmentation de l’épaisseur du manteau lithosphérique, métamorphisme HP-BT (trans-formations minéralogiques SV à SB à E) des roches de la lithosphère océanique, augmentation de la densité (dSV < dSB < E), augmentation de la densité (la lithosphère océanique devient plus dense que l’as-thénosphère), subduction quand l’équilibre est rompu, entretien de la subduction et moteur du déplacement des plaques.

Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océa-

nique se refroidit et s’épaissit progressivement par sa base. La profondeur

de l’isotherme 1 300 °C marquant la limite lithosphère–asthénosphère

augmente.

Une lithosphère plus âgée, plus dense, aura tendance à s’enfoncer davan-

tage : on parle de subsidence thermique. C’est ainsi que la profondeur des

fonds océaniques passe de 2 km, au niveau d’une dorsale à flux thermique

élevé, à 6 km, au niveau des plaines abyssales à flux thermique plus faible.

L’évolution de la lithosphère océanique qui s’éloigne de la dorsale s’ac-

compagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la den-

sité de l’asthénosphère : l’augmentation de sa densité au-delà d’un seuil

d’équilibre explique sa subduction, c’est-à-dire son plongement dans l’as-

thénosphère.

En surface, son âge n’excède pas 200 MA.

Au cours de leur enfoncement au sein du manteau, les roches de la croûte

océanique se transforment en éclogites, ce qui augmente encore la densité

moyenne de la lithosphère.

L’augmentation de la densité de la lithosphère océanique au cours de l’ex-

pansion océanique et de la subduction est l’un des principaux moteurs de

la subduction : la traction exercée par la lithosphère océanique plongeante

a un rôle moteur dans le déplacement de la plaque.

À retenir

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47Séquence 2 – SN02

Bilan du chapitreLa convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes

La collision est l’aboutissement de la fermeture d’un océan au cours de la convergence de plaques lithosphériques.

1. Des témoins des étapes de la genèse d’une chaîne de montagnes

Tous les arguments relevés dans une chaîne de montagnes contribuent à l’élaboration d’un scénario possible de son histoire.

� Des témoins d’un domaine océanique et de ses marges continentales : témoins de l’ouverture et de l’expansion d’un ancien océan

Dans les chaînes de montagnes affleurent des marges passives présen-tant une structure en blocs basculés séparés par des failles normales, des ophiolites, association de roches caractéristiques d’une lithosphère océanique (basaltes en pillows, gabbros et péridotites) et des sédiments marins, témoins du fonctionnement d’un océan aujourd’hui disparu.

� Des témoins d’une subduction océanique

Certaines ophiolites ont subi un métamorphisme caractéristique des zones de subduction, c’est-à-dire une transformation minéralogique due à une forte augmentation de pression et une faible augmentation de température (métamorphisme Haute Pression-Basse Température). Certains minéraux instables dans ces nouvelles conditions se transfor-ment ou interagissent entre eux pour donner de nouveaux minéraux plus stables dans ces nouvelles conditions. Il en résulte la formation de nouvelles roches caractéristiques des zones de subduction, les méta-gabbros du faciès « schistes bleus » caractérisés par la glaucophane et ceux du faciès « éclogites » caractérisés par le grenat et la jadéite.

� Des témoins d’une subduction continentale

La convergence des plaques se maintenant, une subduction continen-tale fait suite à la subduction océanique.Des minéraux indicateurs de très hautes pressions, témoignant d’un enfoncement des roches jusqu’à plus de 100 km de profondeur, tels que la coésite et le diamant, se forment par transformation de certains minéraux présents dans les roches continentales. Au cours de la sub-duction continentale, la partie supérieure de la croûte continentale s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact.

Des fragments de lithosphères océanique et continentale ont ensuite été ramenés vers la surface.

Il est possible de reconstituer le trajet Pression-Température suivi par une roche métamorphique d’origine océanique ou continentale au cours du temps, à partir des associations minérales présentes dans cette

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48 Séquence 2 – SN02

roche, replacées dans un diagramme Pression-Température où figurent les différents faciès métamorphiques.

2. L’évolution de la lithosphère océanique à l’origine de la subduction

L’enfoncement de la lithosphère dans le manteau au niveau d’une zone de subduction s’explique par ses changements de propriétés au cours du temps.À la dorsale, la jeune lithosphère formée, mince et chaude, flotte sur l’asthénosphère ductile, car elle est moins dense.Au fur et à mesure de son éloignement de l’axe de la dorsale, la litho-sphère océanique s’hydrate et se refroidit. L’abaissement en profondeur de l’isotherme 1300 °C, qui marque la base de la lithosphère océanique, implique un épaississement progressif par le bas. Cet épaississement du manteau lithosphérique se fait aux dépens du manteau asthéno-sphérique de même nature chimique.

Cet ajout de manteau froid augmente progressivement la densité moyenne de la lithosphère océanique.

Une lithosphère plus âgée, plus dense, aura tendance à s’enfoncer davantage : on parle de subsidence thermique. C’est ainsi que la pro-fondeur des fonds océaniques passe de 2,5 km, au niveau d’une dorsale à flux thermique élevé, à 6 km, au niveau des plaines abyssales à flux thermique plus faible.

Dès 30 Ma, une lithosphère océanique à croûte mince (5 km) voit sa densité devenir supérieure à celle de l’asthénosphère sous-jacente, sa subduction devient inexorable. Cette dernière peut être retardée de plusieurs dizaines de millions d’années en raison de la résistance mécanique à l’enfoncement qu’exerce l’asthénosphère solide mais vis-queuse. L’âge de la lithosphère océanique en surface n’excède cepen-dant jamais 200 Ma.

Au cours de leur enfoncement au sein du manteau, les roches de la croûte océanique se transforment en éclogites, ce qui augmente encore la densité moyenne de la lithosphère.Ainsi, la force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue un des moteurs essentiels de la tectonique des plaques.

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49Séquence 2 – SN02

Chapitre

3

Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux

Pour débuter

Dans les zones de subduction, le bord de la plaque chevauchante porte des volcans dont les éruptions sont très violentes et caractérisées par des explosions, des nuées ardentes, des projections de cendres et de blocs volcaniques.

Répartition des volcans au niveau de la ceinture de feu du Pacifique

Zone deséismes

Fosseocéanique

Volcans enactivité

0 3000 km

TongaFidji

OcéanPacifique

OcéanAtlantique

Philippines

Mariannes

Japon

Hawaï

Aléoutiennes

Chili

Pérou

Les volcans alignés parallèlement à la fosse sont intégrés :

� soit dans une chaîne de montagnes telle que la Cordillère des Andes lorsque la plaque chevauchante est de nature continentale ;

� soit dans un arc insulaire ou arc volcanique constitué d’îles volca-niques lorsque la plaque chevauchante est de nature océanique, par exemple les Antilles, les îles Mariannes, les îles Tonga…

Une subduction océan-continent : convergence des plaques Nazca et d’Amérique du Sud au niveau du Pérou et du Chili

La côte ouest de l’Amérique du Sud présente une importante activité géologique.

Le document figure la situation géodynamique d’une partie de la chaîne des Andes.

A

Document 1

Document 2

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50 Séquence 2 – SN02

Plaque Amérique du Sud

Plaque Nazca

Fosse du Pérou

Foss

e d

u C

hil

i

150 20

0

25

0 30

03

50

60

0

100

A B

100 km61

77

77

1.9

1.7

1.0

25

03

00

60

0

77

Lignes reliant lesfoyers des séismesde même profondeur(km)

Fosse océanique

Vecteur vitessed'après des mesuresGPS (mm/an)

Volcans

L’utilisation de Google Earth permet d’observer les reliefs dans cette zone.

Une subduction océan-océan, le long de l’arc insulaire des îles Tonga : convergence de la plaque Pacifique et de la plaque indo-australienne

Après avoir observé les reliefs avec Google Earth, le logiciel Tecto-glob permet d’afficher les caractéristiques morphologiques (topogra-phiques), volcaniques et sismiques de cette zone ainsi que les mou-vements des plaques (GPS).

Utiliser les fonctionnalités du logiciel (voir annexe Utiliser Tectoglob) pour afficher à l’écran :

� les mouvements des plaques concernées ;

� une coupe au niveau des îles Tonga présentant les caractéristiques d’une zone de subduction. La coupe doit être perpendiculaire à la zone de subduction. Le logiciel permet d’annoter cette coupe (pendage du plan de Wadati-Benioff, volcanisme en précisant la distance à la fosse…).

À partir de l’exploitation des documents 2 et 3, montrer que ces régions sont des zones de subduction, siège d’une activité magmatique.

Préciser, dans chaque cas, la plaque plongeante et la plaque chevau-chante.

Document 2 : il est possible d’annoter directement ce document en indi-

quant les différents marqueurs qui permettent de conclure à l’existence

d’une zone de subduction.

Aide

Document 3

Question

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51Séquence 2 – SN02

Document 3 : sur une page, présenter l’ensemble des données en relation

avec le problème posé recueillies avec Google Earth et le logiciel Tectoglob.

� Réaliser des captures d’écran mettant en évidence les reliefs de cette

zone (Google Earth).

� Réaliser des captures d’écran visualisant la coupe et les mouvements des

plaques (Tectoglob).

� Coller ces images dans le logiciel de traitement d’images et extraire les

documents de ces captures d’écran en éliminant les bandeaux inutiles.

� Enregistrer et insérer ces images dans une « fiche réponse » numérique.

� Compléter les légendes des documents produits ; ne pas oublier d’indi-

quer au niveau de la coupe l’ensemble des caractéristiques d’une zone

de subduction (voir schéma du chapitre 1).

Remarque : il est aussi possible d’annoter les documents à l’aide du logiciel

de traitement d’images.

Ne pas oublier de conclure à la fin de l’étude de chaque document, et de

faire une petite conclusion générale en relation avec la question posée.

Aide

➥ Comment expliquer la présence d’une telle activité magmatique dans les zones de subduction ?

� Quelles sont les roches magmatiques caractéristiques de ces zones ?� Comment se forment les magmas dans les zones de subduction ?

Cours

1. Les zones de subduction, siège d’une importante activité magmatique

Les zones de subduction caractérisées par des marqueurs morpholo-giques, sismiques, métamorphiques et magmatiques présentent égale-ment une répartition particulière du flux de chaleur.

a) Les caractères thermiques des zones de subduction

Montrer qu’il existe dans une zone de subduction une signature thermique du magmatisme

Profil tomographique à travers les Andes péruviennes selon la coupe AB du document 2

La tomographie ci-dessous indique les anomalies de vitesse de propaga-tion des ondes sismiques à une profondeur donnée (en pourcentage par rapport à la valeur normale).

B

Activité 1

Document 4

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52 Séquence 2 – SN02

Quand les matériaux traversés sont froids et rigides, les anomalies sont positives. Quand les matériaux traversés sont chauds et ductiles, les anomalies sont négatives.

+ 4.5 %

+ 3 %

+ 1.5 %

0 %

- 1.5 %

- 3 %

100

200

300

Profondeur(km)

A B

Fosse duPérou Altiplano

Profil tomographique réalisé au niveau des îlesTonga et des îles Fidji

100

200

300

400

500

600

700

0

Profondeur(km)

- 6 %

+ 6 %

0

Iles Fidji Arc des Tonga

Séismes

Variation du flux thermique dans une zone de subduction

Le flux de chaleur moyen à la surface de la Terre est de 60 mW.m–2.

0

40

80

120

160

EstOuest

Flu

x th

erm

iqu

e(m

W/m

2)

Arc volcanique Fosse

� Montrer que, dans une zone de subduction, il existe une double ano-malie thermique, signature de la subduction de la lithosphère océa-nique et du magmatisme.

Document 5

Document 6

Questions

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53Séquence 2 – SN02

Pour cela, exploiter les documents 4, 5 et 6 présentés dans l’activité 2 en

prenant en compte :

� les observations effectuées au niveau des documents 2 et 3 de l’activité 1

du chapitre 3 ;

� les observations effectuées au niveau des documents 10 et 11 de l’exer-

cice 7 du chapitre 1.

Aide

� Compléter le schéma visualisant les marqueurs d’une zone de sub-duction en indiquant les marqueurs thermiques.

La présence d’un flux faible au niveau de la fosse s’interprète par la subduc-

tion de la lithosphère froide. Le flux élevé reflète l’ascension et l’accumula-

tion des magmas dans la croûte de la plaque chevauchante.

À retenir

➥ Quelles sont les caractéristiques des roches magmatiques des zones de subduction qui permettent de préciser les caractéristiques du magma dont elles sont issues ?

b) Les caractéristiques des magmas des zones de subduction

L’activité sismique importante des zones de subduction est associée à une activité magmatique avec un volcanisme explosif localisé sur la plaque chevauchante. L’étude des roches magmatiques permet de retrouver la composition des magmas dont elles sont issues.

Préciser les caractéristiques des magmas associés au zone de subduction à partir de l’étude des roches magmatiques

Le magmatisme dans la cordillère des Andes

Carte géologique simplifiée d’une partie de la cordillère des Andes

Volcanismeplio-quaternaire

Terrainssecondaires

Massifs degranitoïdes

Socle ancien

Océan, Lac Titicaca

Chevauchements Faille inverse Faille transformante

Plaque Nazca

Fosse du Pérou

La Paz

Cuzco

A

B

300 kmOcéan Pacifique

Activité 2

Document 7

Document 7a

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54 Séquence 2 – SN02

Coupe géologique correspondant au tracé A-B

Terrainssédimentaires

Socle ancienVolcans (rhyolites,andésites)

Plutons de granitoïdes (granites,granodiorites, diorites

Failles

Chevauchement

100 km

A BZone côtière Cordillèreoccidentale

3300 m

Altiplano Lac Titicaca

Manteau lithosphérique

Croûtecontinentale

L’Altiplano andin est une « plaine d’altitude » dont l’altitude moyenne dépasse les 3 000 m.

Les volcans sont de type explosifs : les éruptions sont violentes car les laves sont visqueuses et très riches en gaz.

Les roches volcaniques ne sont cependant pas les seules roches magma-tiques résultant de la subduction : des massifs de roches plutoniques affleurent également.

Les granitoïdes sont des roches plutoniques, telles que le granite, la granodiorite, la diorite, qui résultent de la cristallisation en profondeur d’un magma. Ils constituent des plutons, qui peuvent être dégagés par l’érosion et affleurent en surface sous la forme de massifs qui recoupent les formations géologiques alentour.

Les roches magmatiques des zones de subduction

Dans le cas des subductions océan-continent, comme au Pérou, l’activité magmatique forme essentiellement des roches volcaniques de type andésite, mais, il est également possible d’observer d’autres roches magmatiques.

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche A réalisé d’après une observation au microscope polarisant

Présence d’une pâte renfermant de nombreux microlites.

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche B réalisé d’après une observation au microscope polarisant

Présence d’une pâte renfermant de nombreux microlites.

Document 7b

Document 8

A

B

A

Document 8a

Document 8b

F

B

QB

QB

F

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55Séquence 2 – SN02

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche C réalisé d’après une observation au microscope polarisant

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche D réalisé d’après une observation au microscope polarisant

Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche D réalisé d’après une observation au microscope polarisant

A : amphibole (hornblende).B : biotite (mica noir).Amphibole et Biotite sont teintées naturellement et présentent de plus des teintes de polarisation caractéristiques qui n’ont pas été repré-sentées ici. F : feldspath potassique.Les feldspaths plagioclases sont identifiables en lumière polarisée grâce à leur « code-barres ».Q : quartz.

Document 8c

B

Q

AA

A

A

B

B

Document 8d

F

B

Q Q

Q

Q

Q

B

BF

A

F

Document 8e

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56 Séquence 2 – SN02

Composition minéralogique (en % de masse) de roches magmatiques d’une zone de subduction

Roches Roches volca-volca-niquesniques

Équiva-Équiva-lent plu-lent plu-toniquetonique

QuartzQuartz

Felds-Felds-paths paths potas-potas-siquessiques

Felds-Felds-paths paths

plagio-plagio-clasesclases

Amphi-Amphi-bole bole

(horn-(horn-blende)blende)

Mica noir Mica noir (biotite)(biotite)

AutresAutres

Andésite Diorite 3,4 2,4 59,5 21 12 1,7

DaciteGrano-diorite

24,8 21,9 44,7 2,4 4,8 1,4

Rhyolite Granite 32,7 40,2 26,1 - 0,6 0,4

Formules chimiques des minéraux présents dans les roches magmatiques des zones de subduction

Un minéral alcalin est riche en potassium et en sodium, un minéral ferro-magnésien est riche en fer et en magnésium, un minéral est dit hydraté s’il contient des molécules d’H2O dans sa structure.

MinérauxMinéraux Formule chimiqueFormule chimique

Quartz SiO2

Feldspaths alcalins (K,Na)Si3AlO8

Feldspaths plagioclases (Na, Ca)(Si,Al)3O8

Pyroxène (Ca,Fe,Mg)SiO3

Amphibole (hornblende) NaCa2(Mg,Fe)4Si6AL3O22(OH)2

Mica noir (biotite) K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2

Composition chimique de roches magmatiques (% de masse)

% de la roche % de la roche totaletotale

AndésiteAndésite RhyoliteRhyolite Basalte de dorsaleBasalte de dorsale

SiO2 54,2 73,7 47

K2O 1,1 5,3 0,2

Na2O 3,7 3 2,2

CaO 7,9 1 11

MgO 4,4 0,3 8,5

Oxydes de Fe 9 1,7 9,4

Al2O3 17,2 13,4 15,8

H2O 1,2 1,9 –

Le total ne correspond pas à 100 % car certains éléments chimiques entrant dans la composition de ces roches ne sont pas notés.

Document 9

Document 10

Document 11

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57Séquence 2 – SN02

Composition minéralogique des roches magmatiques des zones de subduction et chimie du magma

Silice (%)

Co

mp

osi

tio

nm

iné

ralo

giq

ue

(% e

n v

olu

me

)

5070 60

0

25

50

75

100

rhyolite dacite andésite basalte

granite granodiorite diorite gabbro

Roches

volcaniques

Roches plutoniques

et mantelliques

TAILLE DESMINERAUX

PROFONDEUR DECRISTALLISATION

faible

importante

faible

importante

CHIMIE

MASSEVOLUMIQUE

COULEUR

faible

riche en Si, Naet K

importante

riche enferromagnésiens

feldspathpotassique

feldspath

plagioclases

quartz

biotite amphibolehornblende

pyroxène

Les magmas moins riches en silice sont moins visqueux que les mag-mas plus riches en silice. La présence dans une roche magmatique de minéraux hydroxylés (amphiboles, biotites) indique la richesse en eau d’un magma et l’abondance de minéraux ferromagnésiens (amphibole, biotite, pyroxène), son origine mantellique.

� Indiquer les indices de convergence lithosphérique observables au niveau du document 7.

� Dans les zones de subduction, on observe une importante activité magmatique produisant des roches variées.

Exploiter les documents 8, 9 et 12 afin :

� d’identifier les 5 roches A, B, C, D et E ;

� de déterminer l’origine des différences entre les 5 roches A, B,C, D et E issues d’une même zone de subduction.

Faire une fiche pour chaque roche. Elle doit comporter les rubriques sui-

vantes : couleur générale de la roche, structure, roche magmatique volca-

nique ou roche magmatique plutonique, lieu de mise en place (c’est-à-dire

profondeur de cristallisation), vitesse de refroidissement, minéraux, chimie

du magma.

Il faut prendre en compte le fait que la diversité observée peut être liée à la

composition chimique du magma ou à la vitesse de refroidissement.

Aide

Document 12

Questions

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58 Séquence 2 – SN02

� Comparer les compositions minéralogiques d’un basalte de dorsale et d’une andésite afin de pré-ciser les particularités minéralogiques des roches magmatiques d’une zone de subduction et celles du magma dont elles sont issues.

Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magma-

tique caractéristique : les magmas visqueux et hydratés sont à l’origine d’un

volcanisme (andésites, rhyolites à structure microlitique) en surface, et de

la mise en place de plutons de granitoïdes (diorites, granodiorites, granites

à structure grenue) en profondeur. Le magma des zones de subduction a

une composition chimique différente de celui des dorsales océaniques.

À retenir

➥ Comment se forment les magmas dans les zones de subduction ?

2. Un magmatisme lié au métamorphisme de la croûte océanique (lithosphèreocéanique) de la plaque subduite

a) Origine des magmas des zones de subduction

L’important magmatisme des zones de subduction indique l’existence, en profondeur, d’une zone de formation de magma, donc d’une fusion partielle des matériaux.

Il s’agit de localiser les roches qui, dans une zone de subduction, sont à l’origine des magmas et de préciser quels sont les lieux et les conditions de genèse de ces magmas.

Établir un lien entre profondeur de la plaque plongeante et répartition des édifices volcaniques actifs

Profondeur de la plaque plongeante au niveau des édifices volcaniques

0 100 200 300

0

100

200

300

400

500

600

Distance à la fosse

(km)

Pro

fon

de

ur

(km

)

Ve

rtic

ale

au

vo

lca

n

1 (Japon)

2 (Pérou)

3 (Tonga)

4 (Chili)

5 (Bonin)

6 (Nouvelles hébrides)

7 (Indonésie)

16 7 5 3 2 et 4

L’étude des documents 9, 10, 11

et 12 permet de préciser ces par-

ticularités.

Aide

Activité 3

Document 13

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59Séquence 2 – SN02

� Délimiter approximativement l’intervalle de profondeur à laquelle pourrait se déclencher la fusion partielle à l’origine des magmas, en comparant plusieurs zones de subduction.

� Justifier l’intérêt de travailler sur plusieurs zones de subduction pour

répondre au problème posé.

� Exploiter les documents 2, 3, 4, 5 et 13 afin de rechercher l’intervalle de

profondeur d’origine possible des magmas dans les zones de subduction.

� Annoter les coupes des documents 2 et 3 en délimitant le secteur pro-

bable de formation du magma.

Aide

� Formuler une (des) hypothèse(s) sur le type de roche(s) susceptible(s) de présenter une fusion partielle à ces profon-deurs.

Lorsque la plaque plongeante atteint 100 à 150 km de profondeur, on observe

des édifices volcaniques à son aplomb. Ce sont les péridotites du manteau si-

tuées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction qui présentent une

fusion partielle à l’origine du magmatisme.

À retenir

➥ Dans quelles conditions se déroule la fusion partielle des péridotites du manteau de la plaque chevauchante ?

Préciser les conditions de genèse des magmas dans les zones de subduction

Conditions de fusion partielle des péridotites du manteau déterminées de façon expérimentale

Fusion expérimentale de la péridotite sècheOn a déterminé expérimentalement, en laboratoire, l’état de la péridotite en fonction des conditions de pression, de température et de teneur en eau.

5000 1500 20001000 2500 3000

240

160

80

0

7.5

5

2.5

0

Température (°C)

Pro

fon

de

ur

(km

)

Pre

ssion

(Gp

a)

Géotherme de dorsaleGéotherme de zone de subduction

Solidus despéridotites sèches

Liquidus

LiquideLiquide + solide

Solide

Questions

Partir des constats effectués lors de l’activité 3 pour

émettre un certain nombre d’hypothèses et les confron-

ter ensuite avec des informations relevées dans l’activité

2 pour en éliminer certaines.

Aide

Activité 4

Document 14

Document 14a

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60 Séquence 2 – SN02

Fusion expérimentale de la péridotite hydratée

5000 1500 20001000 2500 3000

240

160

80

0

7.5

5

2.5

0

Température (°C)

Pro

fon

de

ur

(km

)

Pre

ssion

(Gp

a)

Géotherme de zone de subduction

Solidus despéridotites hydratées

Liquidus

LiquideLiquide + solide

Solide

Les géothermes (évolution de la température en fonction de la profon-deur) de dorsale (document 14a) et de subduction (documents 14 a et 14b) ont été figurés : le géotherme de zone de subduction corres-pond aux variations de température en fonction de la profondeur dans la plaque chevauchante.

� Exploiter le document afin de montrer que, dans une zone de sub-duction, la présence d’eau est nécessaire pour qu’il y ait fusion par-tielle des péridotites.

� En tenant compte des connaissances acquises lors de l’étude du métamorphisme qui affecte la croûte océanique lors de la subduc-tion (chapitre 2), proposer au moins une hypothèse sur l’origine de l’eau.

� Proposer une explication au fait que la fusion partielle des pérido-tites mantelliques conduit, suivant les contextes géodynamiques (dorsales, subductions), à la formation de magmas de composition différentes.

Cette explication peut présenter une partie sous la forme d’une hypothèse

et une autre partie qui s’appuie sur des données présentées dans les acti-

vités 2 et 4.

Aide

Document 14b

Questions

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61Séquence 2 – SN02

� Annoter le schéma suivant visualisant l’activité magmatique associée à la subduction sous une marge continentale active.

1300°C

croûteocéanique

manteaulithosphérique

fusion partielle despéridotites non hydratées

Zone de divergencecro

ûte

con

tine

nta

lem

an

tea

u

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

Répartition des foyerssismiques suivant le plan

de Benioff-Wadati

Dorsale

mouvements de plaques

foyers sismiques

magma àcompositionbasaltique

_ _ _ _ _ _

_ _ _ _ _ _

gabbro

métagabbro(faciès schiste vert)

métagabbro(faciès schiste bleu)

métagabbro(faciès éclogite)

_ _ _ _ _ _

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

G SV SVSB

E

G

SV

SB

E

Fluxthermique

- - - - - - - - - -

Fosse

Le magma provient de péridotites hydratées qui subissent une fusion par-

tielle à des conditions de pression et de température inférieures à celles de

péridotites anhydres.

À retenir

Les magmas chauds, produits par fusion partielle des péridotites hydra-tées du manteau situées au-dessus du plan de Wadati-Benioff, moins denses, montent :

� s’ils cristallisent en profondeur, ils sont à l’origine de roches grenues de type « granitoïdes » ;

� s’ils atteignent la surface, ils sont à l’origine de roches volcaniques microlitiques de type « andésites » (volcanisme explosif).

➥ D’où vient l’eau à l’origine de l’hydratation des péridotites du manteau?

b) Origine de l’eau, agent de fusion partielle des péridotites

Afin d’établir l’origine de l’eau nécessaire à la fusion partielle des péri-dotites du manteau chevauchant, il faut prendre en compte non seule-ment les transformations de la lithosphère océanique depuis sa création au niveau de la dorsale jusqu’à sa subduction, mais aussi celles qu’elle subit au cours de la subduction.

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62 Séquence 2 – SN02

Relier le métamorphisme de la plaque plongeante au magmatisme observé au niveau de la plaque chevauchante

Le métamorphisme de la lithosphère océanique

croûteocéanique

manteaulithosphérique

asthénosphèrefusion

partielle

PLAQUE

PLONGEANTE

PLAQUE

CHEVAUCHANTE

Zone de convergenceZone de divergence

croûtecontinentale

manteau

Zone de subductionDorsale

VolcansFosse

Conditions demétamorphisme

4

_ _ _ _ _

1

_ _ _ _ _

2

_ _ _ _ _

5

_ _ _ _ _

3

_ _ _ _ _

G SV SVSB

E

MG

Métamorphisme de la dorsaleà la zone de subduction

----*----*

Métamorphisme HP-BT dans une zonede subduction

----*----*

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

* * * * *

Utiliser les données du chapitre 2 pour compléter le schéma du docu-ment 15, afin de montrer que le métamorphisme de la lithosphère océa-nique est à l’origine de l’eau qui permet la fusion partielle des pérido-tites du manteau de la plaque chevauchante :

Les zones à compléter sont indiquées par un chiffre 1, 2, 3, 4 et 5 et par un *.

Considérer le métamorphisme se déroulant :

� de la dorsale à la zone de subduction (voir chapitre 2, activité 1) ;

� lors de la subduction (voir chapitre 2, activité 3).

Aide

Indiquer dans chaque cartouche correspondant à un type de roche :

� dans l’espace repéré par un chiffre, la roche (Méta…), le faciès méta-morphique (quand cela est possible : voir chapitre 2, document 16c) ;

� dans l’espace repéré par un *, les principaux minéraux en écrivant en vert ceux qui sont hydratés (la composition chimique des minéraux étaient fournie dans le chapitre 2 au niveau des documents 7, 14, 15b).

Préciser sous les deux situations de métamorphisme envisagées sur le schéma les conditions de pression, température, entrée d’eau (hydrata-tion), perte d’eau (déshydratation).

Représenter l’eau issue de la plaque plongeante à l’origine de l’hydrata-tion des péridotites mantelliques.

Activité 5

Document 15

Question

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63Séquence 2 – SN02

L’eau provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le

long du plan de Wadati-Benioff, les roches de la lithosphère océanique sont

soumises à des conditions de pression (hautes pressions) et de tempéra-

ture (basses températures) différentes de celles de leur formation. Elles se

transforment et se déshydratent.

À retenir

c) Bilan : un magmatisme créateur de nouveau matériau continental couplé au métamorphisme de la lithosphère océanique

Le magmatisme des zones de subduction est couplé au métamorphisme

que subit la lithosphère hydratée plongeante. Les réactions liées au méta-

morphisme Haute pression-Basse température produisent de l’eau qui

hydrate les péridotites du manteau de la plaque chevauchante, provoquant

sa fusion partielle à l’origine d’un magma.

À retenir

Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

Représenter, sur un schéma bilan, la notion de couplage entre le méta-morphisme de la lithosphère océanique et le magmatisme créateur de croûte continentale dans une zone de subduction. Ce schéma sera à retenir.

Il est possible d’associer les précédents schémas et/ou de simplifier la

situation.

Aide

Question

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64 Séquence 2 – SN02

Bilan du chapitre Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux

1. La subduction fabrique de la croûte continentale

Les zones de subduction sont des marges océaniques actives, car on y observe entre autres une activité volcanique importante.

Les édifices volcaniques sont disposés parallèlement à la marge, et sont caractérisés par des éruptions explosives.

On observe la coexistence de granitoïdes et d’andésites au niveau de la lithosphère continentale d’une zone de subduction. Ces roches ont une composition chimique semblable, elles proviennent donc du même magma, mais leur différence de structure est révélatrice. L’andésite à structure microlitique cristallise en surface suite à une éruption, alors que les roches plutoniques à structure grenue, de type granitoïdes, cristalli-sent lentement en profondeur dans des sortes de bulles appelées plutons.

Dans les zones de subduction, le magmatisme est à l’origine de la forma-tion en grande quantité de croûte continentale.

2. La formation des magmas dans les zones de subduction

Au niveau de la cordillère ou de l’arc insulaire, le flux de chaleur est anormalement élevé. Cette anomalie positive est la signature du mag-matisme : le flux élevé reflète l’ascension et l’accumulation des magmas dans la croûte de la plaque chevauchante.

Les granitoïdes et les roches magmatiques qui constituent la croûte de la lithosphère océanique plongeante ont des compositions chimiques totalement différentes. Les magmas des zones de subduction ont une composition chimique différente de celui des dorsales océaniques. Ils ne proviennent pas, par conséquent, de la fusion de la plaque plon-geante.

Ils ont pour origine la fusion partielle du manteau situé au-dessus du plan de Wadati-Benioff. La température y est pourtant insuffisante pour faire fondre de la péridotite, du moins si ces roches sont anhydres. Des études ont montré que le point de fusion de la péridotite est abaissé lorsque celle-ci est hydratée. Or les andésites et les granitoïdes sont riches en minéraux très hydratés comme les amphiboles. Il semble donc que la fusion partielle du manteau soit due à l’hydratation de la plaque chevauchante.

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65Séquence 2 – SN02

3. L’origine de l’hydratation du manteau : le magmatisme des zones de subduction est couplé au métamorphisme que subit la lithosphère hydratée plongeante

La lithosphère océanique, juste avant d’entamer sa subduction, est constituée de roches dont les minéraux sont hydratés. Entraînées dans la subduction, ces roches sont soumises à de nouvelles conditions de pression et de température, elles se transforment (métamorphisme Haute Pression-Basse Température) en libérant de l’eau qui hydrate le manteau chevauchant.

L’hydratation de ce manteau diminue sa température de fusion.

Entre 100 et 150 km de profondeur, à l’aplomb de l’arc magmatique, les conditions d’une fusion partielle sont réunies : la température (1000 °C) est assez haute pour que le point de fusion de la péridotite hydratée soit atteint.

Cette fusion partielle donne naissance à un magma à composition andé-sitique qui migre vers la surface et fabrique de la croûte continentale.

Le couplage du magmatisme et du métamorphisme dans les zones de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux

croûteocéanique

manteaulithosphérique

asthénosphèrefusion

partielle

PLAQUEPLONGEANTE

PLAQUECHEVAUCHANTE

Zone de convergenceZone de divergence

croûtecontinentale

manteau

Zone de subductionDorsale

VolcansFosse

Conditions demétamorphisme

Gabbro

G SV SVSB

E

MG

Métamorphisme de la dorsaleà la zone de subduction

- hydratation- diminution de la température

Métamorphisme dans une zonede subduction BT-HP

- déshydratation- augmentation de la température

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

H2O

H2O H2O

H2O H2O

Métagabbro Métagabbro

(Facièsschiste vert)

Métagabbro(Faciès

éclogite)

FeldspathplagioclasesAmphibole(actinote)Chlorite

FeldspathplagioclasesAmphibole

(glaucophane)

JadéiteGrenat

Feldspathplagioclases

PyroxèneAmphibole

(hornblende)

Feldspathplagioclases

Pyroxène

Métagabbro(Faciès

schiste bleu)

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66 Séquence 2 – SN02

SynthèseSi les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques et les failles transformantes une situation de coulissage, les zones de sub-duction et de collision sont les domaines de la convergence à l’échelle lithosphérique.

� Dans les zones de subduction, la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau au niveau des fosses océaniques.

� La collision continentale correspond à la confrontation de deux plaques continentales qui suit la disparition des lithosphères océaniques par subduction. La collision provoque la formation de structures géolo-giques comme les plis, les chevauchements et les nappes de charriage à l’origine d’un raccourcissement et d’un empilement et entraîne, à terme, la formation d’une chaîne de montagnes.

La subduction océanique

Le plongement d’une lithosphère océanique froide et dense

La différence de densité entre l’asthénosphère et la lithosphère océa-nique âgée est la principale cause de la subduction. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit.

L’augmentation de sa densité au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère. En surface, son âge n’excède pas 200 Ma.

La force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduc-tion, du fait de son augmentation de densité liée au métamorphisme, constitue un des moteurs essentiels de la tectonique des plaques.

Les conséquences de la subduction

Outre des marqueurs morphologiques (fosse océanique, arc insulaire ou cordillère) et sismiques (la distribution géométrique des foyers sis-miques matérialise le plan de subduction), les zones de subduction présentent également des transformations minéralogiques de la litho-sphère océanique plongeante et un magmatisme andésitique à l’origine des volcans qui les caractérisent.

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67Séquence 2 – SN02

Un métamorphisme Haute Pression-Basse Température

Les minéraux des métabasaltes et des métagabbros (faciès « schistes verts ») de la croûte océanique se transforment en de nouvelles asso-ciations minéralogiques lors de réactions chimiques qui se déroulent à l’état solide. Il en résulte la formation de nouvelles roches caracté-ristiques des zones de subduction, les métagabbros (faciès « schistes bleus ») caractérisés par la glaucophane et ceux du faciès « éclogites » par le grenat et la jadéite.

Un magmatisme à l’origine d’une production de nouveaux matériaux continentaux

Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives.

La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire océanique, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent.

Au niveau de la plaque chevauchante, si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magma-tique qui aboutit à une production de croûte continentale.

La collisionLa convergence des plaques se maintenant, une subduction continen-tale fait suite à la subduction océanique.

La subduction continentale

Comme les matériaux océaniques, les matériaux continentaux montrent les traces d’une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction.

Au fur et à mesure de l’engagement de la lithosphère continentale dans le plan de subduction, ses structures géologiques subissent un écaillage, qui conduit, entre autres, à l’exhumation de fragments de lithosphères océanique et continentale.

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68 Séquence 2 – SN02

De la lithosphère continentale continuant de subduire, la partie supé-rieure de la croûte s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. La convergence entre les plaques litho-sphériques est absorbée par des déformations au niveau des marges continentales (plis, failles, chevauchements, nappes de charriage) et conduit à un épaississement crustal à l’origine du relief et d’une racine crustale.

Les témoins de l’histoire passée de la chaîne de montagnes

Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu, les ophiolites, et d’anciennes marges continentales passives. La « suture » de matériaux océaniques résulte de l’affronte-ment de deux lithosphères continentales au cours de la collision.

Les ophiolites sont des fragments de lithosphère océanique témoignant, grâce aux associations minérales qu’elles renferment, soit du fonction-nement d’un ancien océan, soit d’une subduction océanique.

L’ensemble des données pétrographiques (roches et leurs associations minérales), paléontologiques (fossiles contenus dans les roches sédi-mentaires), tectoniques (déformations) et structurales (relief, racine crustale) permet de reconstituer chronologiquement la dynamique de la lithosphère au niveau d’une chaîne de montagnes et d’établir un scéna-rio possible.

L’évolution de la lithosphère océanique à l’origine de sa subduction dans l’asthénosphère et de l’entretien de celle-ci

croûteocéanique

manteaulithosphériqueasthénosphère

Zone de convergenceZone de divergence

croûtecontinentale

manteau

Zone de subductionDorsale

Volcans

Fosse

G SV SVSB

E

MG

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

ab

Augmentation de l'âge

Augmentation de la profondeur du plancher océanique

MG

SV

SB

E

Doc 29,30

Refroidissement

Épaississement

Augmentation de l'épaisseur dumanteau lithosphérique (a, b)

Augmentation de la densité

La lithosphère océanique devientplus dense que l'asthénosphère

SUBDUCTIONquand l'équilibre est rompu

Métagabbro

G Gabbro

Métagabbro(faciès schiste vert)

Métagabbro(faciès schiste bleu)

Métagabbro(faciès schiste éclogite)

Doc 32,33

Augmentation de la densité

ENTRETIENT de lasubduction et MOTEUR dudéplacement des plaques

dSV < dSB < dE

Transformation minéralogiqueSV ➝ SB ➝ E

Métamorphisme HP-BT des rochesde la lithosphère océanique

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69Séquence 2 – SN02

Le couplage magmatisme-métamorphisme dans les zones de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux

Magmatisme de subduction

En surface :roches volcaniques

(andésites)

En profondeur :roches plutoniques

Ascention du magma

Magma à composition andésitique

Fusion partielle des péridotites mantelliques hydratées

Hydratation des péridotites mantelliques

Métamorphisme HP-BT de lalithosphère océanique- augmentation de pression- déshydratation

Métamorphisme hydrothermal dela lithosphère océanique- diminution de la température- hydratation

De la dorsale à la zone de subduction Dans la zone de subduction

G SV SB E

Dorsale CouplageH2O H2O H2O

Les marqueurs témoins de l’histoire d’une chaîne de montagnes

100

1020304050

60

Pro

fon

de

ur

(km

)

Marqueurs de l'expansion océanique

Marges

passives :

faillesnormaleset blocsbasculés

Sédiments océaniques : radiolaritesOphiolites : lithosphère océanique ayantsubi un métamorphisme hydrothermalBasaltes en coussins, gabbros, etpéridotites serpentinisées

Marqueurs de lasubduction océanique

Marqueurs de lasubduction continentale

Ophiolites : lithosphère océanique ayantsubi un métamorphisme HP-BT- métamorphisme à glaucophane (SB)- métagabbros à grenat et jadéite (E)

Roches de la croûtecontinentale ayant subiun métamorphismeUHP : coésite

Charriage Pli Chevauchementprofond

Marqueurs de la collision

Relief ++

Racine crustale

Èpaississement crustal

Chevauchement

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70 Séquence 2 – SN02

Schéma bilan des séquences 1 et 2

G1 à G4 indiquent les différentes positions d’un gabbro et 1 à 4 les dif-férentes positions d’un granite.

OUVERTURE D'UN OCÉAN

Dorsale

Marge passive

γ G1

SUBDUCTION

OCÉANIQUE

Cordilière

Magmatisme

Marge active :

Prismed'accrétion

Fosse

G2

SUBDUCTION

CONTINENTALE

(début)

γ1

G3

SUBDUCTION

CONTINENTALE

γ 2 G4

Remarque

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71Séquence 2 – SN02

COLLISION Racine

Granite d'anatexie

γ 3

G4

ÉROSION ET

RÉAJUSTEMENT

ISOSTATIQUE

Remontée de la racine parpoussée d'Archimède

Érosion Érosion

γ4

RETOUR À L'ÉPAISSEUR

NORMALE DE LA

LITHOSPHÈRE

γ 4

Manteaulithosphérique

Asthénosphère

Croûtecontinentale(granites...)

Ophiolites(gabbro...)

Bassinssédimentaires

Roche à coésite(coésite est un minéral indicateurd’une ultrahaute pression)

Le trajet P-T temps d’un gabbro

Géotherme "collision"

Géo

therm

e "mo

yen"

G1

G2

G3

G4 6002000 400 800 1000 12000

1

2

0.5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

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72 Séquence 2 – SN02

ExercicesLes exercices 1, 2, 3 et 4 sont des QCM sans support ou avec un support

documentaire.

Questions à choix multiples (QCM)

Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas.

� Au cours de l’expansion océanique, les roches de la lithosphère océa-nique subissent un métamorphisme :a) de hautes pressions et basses températures avec hydratation.b) de type hydrothermal avec hydratation et diminution de température.c) de basses pressions et basses températures avec déshydratation.

� Les complexes ophiolitiques présents dans les chaînes de montagnes peuvent correspondre à une portion :a) d’une ancienne lithosphère océanique ayant échappé à la subduc-

tion. b) d’une ancienne croûte océanique qui, après avoir participé à une

subduction, a été rapidement exhumée.c) d’une ancienne lithosphère océanique qui, après avoir participé à

une subduction, a été rapidement exhumée.

� Lors de la subduction et à partir d’une profondeur comprise entre 30 et 80 km, les roches de la lithosphère océanique subissent :a) une déshydratation des minéraux originels et l’apparition de glau-

cophane.b) une hydratation des minéraux originels et l’apparition de grenat.c) une déshydratation des minéraux originels et l’apparition de grenat.

� Les mécanismes à l’origine de la subduction dépendent en partie :a) d’un réchauffement de la lithosphère océanique âgée.b) d’une augmentation de la densité de la lithosphère océanique car

la croûte océanique s’est épaissie.c) d’une augmentation de la densité de la lithosphère océanique par

épaississement du manteau lithosphérique.d) de la faible densité de la lithosphère océanique âgée.

� Certains gabbros des chaînes de montagnes telles que les Alpes ou l’Himalaya gardent les traces d’un métamorphisme de subduction car ils renferment :

a) des minéraux caractéristiques d’un métamorphisme de Basse Pres-sion et Haute Température.

Exercice 1

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73Séquence 2 – SN02

b) des minéraux caractéristiques d’un métamorphisme hydrothermal.c) des minéraux caractéristiques d’un métamorphisme de Haute Pres-

sion et Basse Température.

La fusion partielle des péridotites dans les zones de subduction

Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas. Justifier.

On cherche à comprendre comment des roches magmatiques peuvent se former dans les zones de subduction.

Le diagramme Pression-Température présenté indique les conditions de la fusion des péridotites dans une zone de subduction.

Géotherme de la plaque chevauchante

Solidus des

péridotites

sèches

Solidus des

péridotites

hydratées

Texture

solide

Texture

pâteuse

Texture

liquide

5000 1500 20001000 2500 3000

240

160

80

0

7.5

5

2.5

0

Température (°C)

Pro

fon

de

ur

(km

) Pre

ssion

(Gp

a)

Liquidus

a) Entre 100 et 150 km de profondeur environ, dans une zone de subduc-tion, la péridotite sèche peut fondre car la pression augmente.

b) Entre 100 et 150 km de profondeur environ, dans une zone de sub-duction, la péridotite peut fondre, à condition d’être hydratée car sa température de fusion est ainsi plus faible.

c) La péridotite qui fond est celle de la lithosphère plongeante.

d) L’eau des péridotites hydratées provient essentiellement des sédi-ments gorgés d’eau comprimés lors de la subduction.

e) L’eau des péridotites hydratées provient essentiellement des réactions métamorphiques qui se sont déroulées dans la lithosphère océanique au cours de la subduction.

f) La fusion des péridotites hydratées est totale dans une zone de sub-duction.

Le magmatisme des zones de subduction

Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas. Justifier.

La région de l’île de Sumatra est une zone frontière entre deux plaques tectoniques.

Exercice 2

Document 1

Exercice 3

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74 Séquence 2 – SN02

Utiliser le logiciel Tectoglob afin d’obtenir des données sur le contexte géodynamique de cette région.

a) Les volcans de Sumatra sont localisés à la fois sur la plaque chevau-chante et sur la plaque subduite.

b) Les volcans situés sur l’île de Sumatra sont localisés à l’aplomb des foyers sismiques situés entre 100 et 150 km.

c) La distribution des foyers sismiques dans cette zone révèle le plonge-ment de la lithosphère océanique ductile dans l’asthénosphère.

d) La plaque lithosphérique eurasienne passe en subduction sous la plaque australo-indienne.

e) Le volcanisme de Sumatra est caractérisé par des coulées fluides de basalte.

f) Les magmas des volcans de cette région se sont formés à 60 km de profondeur.

g) Les plaques australo-indienne et eurasienne convergent.

Le trajet P-T-temps d’une roche

Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas. Justifier.

Les gabbros sont des roches grenues qui constituent la croûte océa-nique. Lors de la formation de la chaîne des Alpes, l’océan alpin s’est refermé. L’étude des gabbros métamorphisés, ou métagabbros, permet de définir les conditions P, T, t (Pression, Temps, température) auxquelles les roches ont été soumises.

Schéma d’une lame mince d’un méta-gabbro des Alpes réalisé d’après une observation au microscope.

On considère que, dans ce métagab-bro, la glaucophane observable s’est formée avant la chlorite.

Trajet thermodynamique d’un gabbro de croûte océanique et champ de stabilité de quelques minéraux du métamorphisme

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

Domaine defusion paritelle

conditions non réalisées

dans la nature

ABCD

E

F G

Les domaines A, B, C, D, E, F et Gcorrespondent aux domaines destabilité des associations minérales.A = Plagioclase + pyroxèneB = Plagioclase + hornblendeC = Plagioclase + chlorite + actinoteD = Glaucophane + plagioclaseE = Glaucophane + jadéiteF = Glaucophane + grenat + jadéiteG = Grenat + jadéite

Exercice 4

Feldspathplagioclase

Glaucophane

Chlorite

Document 2

Document 3

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75Séquence 2 – SN02

a) La glaucophane, présente dans le métagabbro, s’est formée à 350 °C, sous une pression de 0,5 GPa.

b) La glaucophane permet de dire que le métagabbro est un gabbro de croûte océanique qui n’a pas participé à une subduction.

c) La présence de glaucophane indique que le métagabbro appartient à une lithosphère océanique qui s’est enfoncée dans une zone de sub-duction.

d) La chlorite présente dans le métagabbro s’est formée 350 °C, sous une pression de 0,5 GPa.

e) La chlorite est l’indice que la lithosphère océanique s’est trouvée à un moment donné dans le domaine de stabilité C.

f) La chlorite est l’indice que la croûte océanique subduite est remontée à la surface. On en déduit qu’il y a eu une collision.

g) La chlorite présente est l’indice que la lithosphère océanique s’est trouvée dans le domaine de stabilité C avant la subduction.

Les témoins des étapes de l’histoire d’une chaîne de montagnes

Il y a –120 à –130 Ma, la plaque lithosphérique indienne commence à migrer vers le nord en direction de la plaque eurasiatique, provoquant la formation de la chaîne himalayenne.

À l’aide des documents proposés et de vos connaissances, montrer que cette chaîne résulte de la fermeture d’un domaine océanique liée à la convergence des deux plaques lithosphériques indienne et eura-siatique.

Carte géologique simplifiée de l’Himalaya

Plaque indienne

Plaque eurasiatique

AnnapurnaEverestDehli

Katmandou500 km

A

B

Ophiolites

Sédiments marins

Sédiments duprisme d'accrétion

Granite desubduction

Chevauchements

+ +++++++ ++++

++++++

+

+++

+

++ ++ ++ ++

+ +

Exercice 5

Question

Document 4

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76 Séquence 2 – SN02

Coupe synthétique simplifiée de l’Himalaya sur la transversale BA

0 250 500 km

Sédiments marinsplissés

Ophiolites

Pluton de rochegranitique

Base de la croûte continentale nondéformée de la plaque indienne

Croûte continentale déforméeet métamorphisée

Manteaulithosphérique

MFT

MFT = (Main Frontal Thrust) Grand chevauchement Frontal.

MBT = (Main Boundary Thrust) chevauchement Bordier.

MCT = (Main Central Thrust) Grand chevauchement Central.

MBT MCT Suture de Tsangpo

B A

Des ophiolites de l’Himalaya

6a) Dans les ophiolites de l’Himalaya, certains métagabbros contiennent à la fois de la glaucophane et de la jadéite.

6b) Diagramme Pression-Température simplifié montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques.

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

Domaine defusion paritelle

conditions non réalisées

dans la nature

ABC

D

E

F G

Les domaines A, B, C, D, E, F et Gcorrespondent aux domaines destabilité des associations minérales.A = Plagioclase + pyroxèneB = Plagioclase + hornblendeC = Plagioclase + chlorite + actinoteD = Glaucophane + plagioclaseE = Glaucophane + jadéiteF = Glaucophane + grenat + jadéiteG = Grenat + jadéite

Les arguments en faveur d’un modèle présentant l’évolution géodynamique d’une région

Un modèle possible de l’évolution géodynamique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie montre que la Nouvelle-Calédonie est le résultat d’une subduction et d’une collision. Ce modèle est présenté dans le document de référence.

Document 5

Documents 6

Exercice 6

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77Séquence 2 – SN02

À partir de l’exploitation des documents 7 à 9 et de la mise en relation des informations, retrouver les arguments en faveur du modèle proposé de l’histoire géologique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie.

Aucune exploitation écrite du document de référence n’est attendue.

Faire un tableau d’analyse pour exploiter les documents 7, 8 et 9.

Mettre en relation les déductions effectuées avec les étapes du modèle de

référence.

Aide

Coupe schématique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie

Nappeophiolitique

Unité de Pouebo : basaltes etroches d'origine sédimentairesprésentant du grenat et de la jadéite

Unité de Koumac/Diahot :sédiments présentant duglaucophane

Unité de Poya : basaltesavec quelques raresgabbros

Faillesinverses

Unité de

Poya

Unité de

Koumac/Diahot

Unité de

Poubo

Bassin de

Calédonie

Bassin des

Loyautés

Ouest Est

5 km2.5 km

Les ophiolites ont recouvert les unités de Koumac/Diahot et de Pouebo ; celles-ci n’apparaissent plus à cause de l’érosion.

Coupe verticale schématique d’une lithosphère océanique de référence

Péridotite

Gabbro

Basalteen filons

Basalteen coussins

Sédiments

Eau

Cro

ûte

océ

an

iqu

e

Moho

0

5km

Question

Document 7

Document 8a

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78 Séquence 2 – SN02

Coupe verticale schématique de la nappe ophiolithique de Nouvelle-Calédonie

Péridotites

Gabbros

Complexe Filomen

Basaltesen coussins

Sédimentationocéanique

Diagramme pression / température simplifié montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Profondeur(km)

Pression(GPa)

Domaine defusion paritelle

conditions non réalisées

dans la nature

ABC

D

E

F G

Les domaines A, B, C, D, E, F et Gcorrespondent aux domaines destabilité des associations minérales.A = Plagioclase + pyroxèneB = Plagioclase + hornblendeC = Plagioclase + chlorite + actinoteD = Glaucophane + plagioclaseE = Glaucophane + jadéiteF = Glaucophane + grenat + jadéiteG = Grenat + jadéite

Document 8b

Document 9

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79Séquence 2 – SN02

Modèle possible de l’évolution géodynamique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie

CRÉTACÉ SUPÉRIEUR

(- 87 Ma)

OUEST EST Croûte continentale

Croûte océanique

Manteau lithosphérique

PALÉOCÈNE MOYEN

(- 50 Ma)

Subduction

OUEST EST

A B CA : future unité de Poya

B : future unité de Diahot

C : future unité de Pouebo

(prisme d'accrétion)

ÉOCÈNE MOYEN SUPÉRIEUR

(- 40 Ma)

OUEST EST

A B C

ÉOCÈNE SUPÉRIEUR

(- 35 Ma)

Blocage de la subduction

OUEST EST

A B C

ÉOCÈNE SUPÉRIEUR

(- 32 Ma)

remontée des unités

OUEST EST

A B C

ÉOCÈNE TERMINAL OLIGOCÈNE

(- 30 Ma)

ÉOCÈNE TERMINAL OLIGOCÈNE

(- 30 Ma)

OUEST EST

A B C

Document de référence

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80 Séquence 2 – SN02

Glossaire

Glossaire des séquences 1 et 2

Minéral verdâtre. Amphibole calcique ferromagnésienne. Domaine des schistes verts (Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2).

Pli présentant une convexité vers le haut et dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes.

Partie du manteau située immédiatement sous la lithosphère et formant avec la base de celle-ci, le manteau supérieur. Elle est constituée d’une zone à moindre vitesse (LVZ : low vélocity zone), entre 100 et 200 km de profondeur, et elle se prolonge jusqu’à environ 700 km de profondeur. Elle est moins rigide que la lithosphère. Elle est constituée de péridotites.

Roche magmatique effusive (éruptive) de couleur sombre, à structure microlitique (présence de microlites), pauvre en silice. Il constitue le fond des océans et, d’une manière générale, 95 % des laves continentales et océaniques.

Minéral de couleur verte. Fréquent dans les roches magmatiques altérées (altération de la biotite en particulier) ou les roches faiblement métamorphisées (domaine des schistes verts) ((Mg,Al,Fe)6(Si,Al)4O10(OH)8).

Transport de chaleur d’une zone chaude vers une zone froide par diffusion, sans transport de matière, au sein d’un milieu.

Déplacement de chaleur d’une région chaude vers une région froide, lié à un déplacement de matière. La convection mantellique est un mode de dissipation de l’énergie interne au niveau du globe terrestre.

Affrontement de deux plaques lithosphériques dans les zones de subduction ou dans les zones de collision.

Rencontre de deux plaques continentales dont les différences de densités sont trop faibles pour que l’une ou l’autre plonge dans l’asthénosphère. Il y a alors augmentation de l’épaisseur crustale à l’origine de la formation d’une chaine de montagne (orogénèse).

Partie superfi cielle du globe terrestre ; la croûte océanique (épaisseur 8 à 10 km) est constituée essentiellement, sous des sédiments de basaltes et de gabbros. La croûte continentale (épaisseur moyenne de 30 à 40 km sous les continents, jusqu’à plus de 70 km sous les chaînes

Actinote

Anticlinal

Asthénosphère

Basalte

Chlorite

Conduction thermique

Convection thermique

Convergence

Collision

Croûte

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81Glossaire – SN02

de montagnes) est surtout formée de roches du type granite (roches magmatiques plutoniques) et de roches métamorphiques recouvertes d’un placage de roches sédimentaires et volcaniques.

Fracture dans une roche sans que les parties disjointes ne s’éloignent ou ne se décalent l’une de l’autre.Les diaclases peuvent apparaître dans les roches du fait de pressions auxquelles les roches sont soumises.

Interface entre deux milieux dans lesquels la vitesse de propagation des ondes sismiques est différente. Par exemple, le MOHO est une zone de discontinuité entre la croûte et le manteau supérieur.

Quantité de chaleur qui traverse l’unité de surface du sol par unité de temps.

(Global Positioning System) : système de localisation d’un point à la surface de la Terre (latitude, longitude, altitude), grâce à un ensemble de satellites (24) situés à une altitude telle que tout point du globe soit visible à tout moment par 6 d’entre eux. La précision de la localisation varie de 0,5 mètres à une dizaine de mètres.

Éloignement de deux plaques lithosphériques l’une de l’autre. Il y a divergence au niveau des dorsales, suite à la création de lithosphère océanique.

Alignement de reliefs sous-marins surplombant le plancher océanique de 2000 mètres en moyenne. Sa longueur est d’environ 60000 km. Certaines dorsales, dites dorsales lentes, présentent en leur milieu un fossé d’effondrement ou rift. Elle caractérise une zone en divergence, lieu où s’écartent deux plaques lithosphériques et où naît la lithosphère océanique.

Fracture au sein d’une formation rocheuse soumise à une extension, et associée à un mouvement relatif des deux blocs situés de part et d’autre du plan de fracture.

Fracture au sein d’une formation rocheuse soumise à une compression, et associée à un mouvement relatif des deux blocs situés de part et d’autre du plan de fracture.

Cristallisation des minéraux dans le plan de schistosité.

Passage partiel de l’état solide à l’état liquide d’un matériel (par exemple, une roche) soumis à une augmentation de température et /ou une diminution de pression. Au niveau d’une dorsale, les péridotites de l’asthénosphère sont soumises du fait de leur montée par convection, essentiellement à une diminution de pression. Dans ce cas, le liquide magmatique qui se forme, a une composition basaltique ; il est à l’origine des roches qui constituent la croûte océanique, gabbros en profondeur et basaltes vers la surface. Au niveau des chaînes de montagnes, lors de

Diaclase

Discontinuité

Flux géothermique

GPS

Divergence

Dorsale

Faille normale

Faille inversse

Foliation

Fusion partielle

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82 Glossaire – SN02

la collision, l’augmentation de la température et de la pression entraîne la fusion partielle de la croûte à l’origine des granites d’anatexie.Ce phénomène a également lieu au moment de l’érosion. Roche magmatique entièrement cristallisée de composition identique à celle des basaltes (pyroxène et feldspaths plagioclases). Les gabbros constituent, sous les basaltes, la couche profonde de la croûte océanique.Variation de la température en fonction de la profondeur au sein de la Terre. La courbe correspondante est le géotherme.Roche magmatique entièrement cristallisée, qui s’est mise en place en profondeur (roche plutonique) dans la croûte continentale. Un granite est essentiellement constitué de quartz, feldspaths potassiques et de feldspaths plagioclases. Il est donc riche en Si, O, K, Na, Al.

Minéral de couleur rosée, rouge, parfois brune. Présents dans certaines roches métamorphiques de haute pression (caractéristique du domaine des éclogites) Ex: grenat almandin (Fe3Al2(SiO4)3)

Minéral (amphibole) de couleur bleu sombre. Caractérise le domaine des schistes bleus. En auréole autour des pyroxènes dans les métagabbros du Queyras. (Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)3). Le terme glaucophane peut être utilisé au masculin comme au féminin.

Roche métamorphique contenant du quartz, du mica, des feldspaths plagioclases et parfois des feldspaths orthoses. Elle présente une foliation marquée par l’alternance de petits lits clairs et de fi ns niveaux plus sombres.

Équilibrage en altitude des masses en fonction de leur répartition et de leur densité.

Minéral (amphibole) de couleur verte ou brune (en auréole autour des pyroxènes dans les métagabbros du Chenaillet) ((Ca,Na)2(Mg,Fe)4Al(Si7Al)O22(OH)2)

Minéral de couleur verte. Caractérise le métamorphisme de haute pression (domaines des schistes bleus et des éclogites) (Na(Al,Fe)Si2O6)

Couche la plus externe de la planète Terre, d’une épaisseur d’environ 70 km sous les océans (sauf au niveau des dorsales) et de 150 km sous les continents. Elle est formée de la croûte terrestre (océanique et continentale) et de la partie supérieure du manteau. Considérée comme rigide, elle est découpée en plaques mobiles les unes par rapport aux autres dont les frontières sont en divergence; en convergence, en coulissage.

Elle est constituée de la croûte océanique et de la partie supérieure du manteau supérieur. Elle se forme au niveau des dorsales. Les roches, basaltes et gabbros, de la croûte océanique se mettent en place en raison d’une activité magmatique provoquée par la fusion partielle de l’asthénosphère du fait de la montée de cette dernière par convection. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique s’hydrate, se refroidit

Gabbro

Gradient géothermique

Granite

Grenat

Glaucophane

Gneiss

Isostasie

Hornblende

Jadéite

Lithosphère

Lithosphère océanique

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83Glossaire – SN02

et s’épaissit (à environ 1000 km de la dorsale, la lithosphère océanique fait, environ, 100 km d’épaisseur) Elle est âgé de 200MA au maximum.

Elle est constituée de la croûte continentale et de la partie supérieure du manteau supérieur. Elle se forme au niveau des chaînes de collision (montagnes). Les roches, granites et gneiss, de la croûte continentale se mettent en place par la fusion de la croute accumulée lors de la collision. Elle est âgée de 4 milliards d’années à l’actuel.

Situé sous la croûte terrestre dont il est séparé par la discontinuité de Mohorovicic. Il se termine à 2900 km de profondeur au niveau de la discontinuité de Gutenberg, limite entre le manteau solide et le noyau externe liquide. Il est constitué de péridotites et représente la couche la plus importante en volume du globe terrestre : 85 %.

Zone de transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique, caractérisée par une faible activité géologique (séismes, volcanisme) et par des dépôts sédimentaires importants.

Substance chimique naturelle (ce qui exclut les matériaux synthétisés), solide (ce qui exclut les liquides et les gaz), de composition chimique bien défi nie et qui présente le plus souvent une organisation cristalline. Tous les cristaux d’un minéral donné sont constitués par un assemblage d’éléments chimiques ordonnés de façon précise.Exemples de minéraux : quartz, feldspaths, micas, olivine, pyroxène, amphibole...

Partie profonde du globe terrestre, surtout constitué de fer. Il est séparé du manteau par la discontinuité de Gutenberg. Sa partie externe est liquide et les ondes S ne s’y propagent pas, sa partie centrale, constituant la graine, est solide.

Vibrations de la matière se propageant dans la Terre avec une vitesse caractéristique, et générées par un tremblement de Terre ou séisme, ou par une explosion. L’étude de la propagation des ondes P (ondes de compression) et des ondes S (ondes de cisaillement) a permis d’établir un premier modèle de la structure interne du globe terrestre.

Roche entièrement cristallisée, vert-noirâtre, riche en olivine et pyroxène, constituant l’essentiel du manteau supérieur.((Mg,Fe)2SiO4)

Méthode de datation absolue utilisant la variation régulière au cours du temps de la proportion de radioisotopes dans certains corps (roche, os…).

Atome dont le noyau est instable (deux isotopes ont dans leur noyau le même nombre de protons mais un nombre différent de neutrons) et est donc radioactif.

Fossé d’effondrement, bordé de failles plus ou moins verticales (failles normales), caractérisé par une activité volcanique et sismique. Il peut

Lithosphère continentale

Manteau

Marge passive

Minéraux

Noyau

Ondes sismiques

Péridotite

Radiochronologie

Radioisotope

Rift

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84 Glossaire – SN02

être situé au milieu d’une dorsale (rift océanique) ou sur un continent (rift continental). Il témoigne d’une distension de la région où il se forme.

Assemblage de minéraux. Il existe trois grands types de roches, les roches sédimentaires, les roches magmatiques et les roches métamorphiques :

• Les roches sédimentaires se présentent le plus souvent en strates (couches) superposées sur le terrain. Elles sont issues de la sédi-mentation de particules d’origine détritique (argiles, sable...), chimique (sel) ou biologique (débris de coquilles et coquilles).

• Les roches magmatiques dérivent de la solidification d’un magma. Elles se subdivisent en deux groupes : les roches volcaniques ou éruptives ( ou effusives) qui se solidifient à la surface (basalte) et les roches plutoniques qui se solidifient en profondeur (gabbro, granite...).

• Les roches métamorphiques (gneiss...) proviennent de la transfor-mation d’autres roches.

Minéral fréquent dans les roches telles que les péridotites ayant subi un métamorphisme hydrothermal. (Mg,Fe)3Si2O5(OH)4).

Roche compacte, vert sombre à vert clair provenant de roches basiques (péridotite, gabbros) ayant subi un métamorphisme hydrothermal. Contient de la serpentine.

Structure présentée par les roches dont les minéraux sont aplatis selon des plans parallèles.

Ensembles des phénomènes correspondant au plongement d’une plaque océanique ou d’une plaque continentale : subduction océanique pour le plongement d’une plaque océanique sous un continent (océan/continent) ou sous une autre plaque océanique (océan/océan) ou subduction continentale (continent/continent).

Enfoncement progressif, plus ou moins régulier, d’une région de l’écorce terrestre. On défi nit aussi une subsidence thermique qui correspond à l’enfoncement de la lithosphère océanique ancienne, donc froide et plus dense, dans une asthénosphère plus chaude et moins dense.

Disposition particulière des minéraux les uns par rapport aux autres dans une roche magmatique.

On distingue la structure grenue, où tous les minéraux sont visibles à l’œil nu, et la structure microlitique, où des phénocristaux (gros cristaux) coexistent avec des microlites et de la pâte. Le terme anglais « texture » remplace parfois celui de structure dans les livres. Le terme structure est aussi un terme qualifi ant plus généralement tout arrangement de composants, s’appliquant à n’importe quelle échelle : structure cristalline, structure minérale, structure des roches, structure tectonique, structure du Globe.

Roches

Serpentine

Serpentinite

Schistosité

Subduction

Subsidence

Structure

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85Glossaire – SN02

Pli dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus jeunes.

Modèle de la dynamique lithosphérique. La lithosphère est découpée en un certain nombre de plaques rigides dont les frontières sont marquées par une activité sismique et/ou volcanique importante. Ces plaques se déplacent les unes par rapport aux autres, divergeant au niveau des dorsales et convergeant dans les zones de subduction et de collision. La convection mantellique liée à la dissipation de l’énergie interne de la Terre est le moteur de la tectonique des plaques.

Cette technique consiste à comparer les vitesses réelles des ondes sismiques, à un endroit donné, à celles prévues donc calculées sur la base du modèle PREM.Les variations entre les vitesses calculées et mesurées sont nommées anomalies de vitesse sismique et sont exprimées en % . Les variations de vitesse s’expliquent par des modifi cations locales des roches. Les anomalies positives correspondent à des zones plus froides et les anomalies négatives à des zones plus chaudes.

Synclinal

Tectonique des places

Tomographie sismique

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86 Annexes – SN02

Annexes

Annexe 1

Reconnaissance des principaux minéraux des croûtes continentale et océanique à l’œil nu

Plusieurs éléments sont à décrire avant de pouvoir identifier une roche :

sa couleur, sa densité, sa texture (grenue : entièrement cristallisée,

microlithique : beaucoup de verre + petits minéraux, vitreuse : que du

verre) et les différents minéraux qu’elle renferme.

Après avoir présenté l’ensemble de ces caractéristiques, vous pourrez

conclure sur la nature de la roche.

CouleurCouleur Opacité Opacité DuretéDuretéQuartz Gris clair Translucide,

« à éclat gras »

Très dur

Feldspaths Gris, blanc ou rose Opaque Très durBiotite Noir Opaque Se débite en feuilletsOlivine Vert Translucide Très dur

Pyroxène Très foncé Opaque Très durAmphibole Très foncé Opaque Très dur

Granite Basalte

Gabbro Péridotite

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87Annexes – SN02

Observation des minéraux au microscope

Quand on vous donne une lame mince, vous devez la regarder à l’œil nu !

Souvent, vous distinguez déjà un ou plusieurs minéraux. Ensuite, il faut

l’observer en lumière polarisée analysée (LPA) et en lumière non polari-

sée analysée (LPNA). Plusieurs éléments sont à décrire avant de pouvoir

identifier un minéral : sa couleur en LPNA, sa « teinte de polarisation »

(= couleur en LPA), sa forme, ses clivages (= plans de fracture).

Ces critères ne sont pas à apprendre.

Remarque

Un conseil : consulter http://www.discip.crdp.ac-caen.fr/svt/cgaulsvt/

travaux/Micropol/index.html pour avoir des aperçus de différents miné-raux observés au microscope polarisant.

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88 Annexes – SN02

Teinte de Teinte de polarisa-polarisa-

tiontion

Oeil nu Oeil nu nvo LPA nvo LPA

Forme Forme Clivages Clivages Photo en LPA Photo en LPA

Quartz Blanc Blanc Indéfinie Non

Felds-paths

plagio-clases

Gris,

blanc, noir

Blanc Grands,

allongés

Parallèles

« zébrés »

Felds-paths

plagio-clases

Gris,

blanc, noir

Blanc Grands,

allongés

Macle

double

Biotite Rouge,

orange,

bleu

Marron Courts,

rayés

Parallèles

Olivine Rouge,

vert, jaune

Clair Indéfinie Nom-

breux,

craquelés

Pyroxène Marron,

bleu

Marron Hexago-

nale

Perpendi-

culaires

Amphi-bole

Marron,

bleu

Marron Hexago-

nale

À 120°

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89Annexes – SN02

Annexe 2 : utilisation de Tectoglob

Carte et ascenseurs

� La fenêtre Carte est entourée de zones de défilement (ascenseurs) per-mettant de se déplacer en longitude, en latitude et de zoomer.

� La zone nommée « Décalage » permet de représenter le planisphère centré sur des zones différentes (Pacifique, Atlantique…).

Lors des déplacements, la latitude (N,S), la longitude (E,O) et l’altitude s’affichent en bas de l’écran. Le nom des volcans, des stations GPS s’af-fiche aussi si ces éléments ont été affichés sur la carte.

Menu général

� Charger, enregistrer ou imprimer des fichiers : menu « Fichier » .� Effacer les tracés ou le dernier tracé : menu « Effacer les tracés ou le

dernier tracé ».

� Consulter ou tracer d’une coupe : menu « Mode ».

� Afficher des séismes, des volcans, des stations GPS, de l’âge des fonds océaniques et des différentes fenêtres (fenêtre Coupe si une coupe a été réalisée) : menu « Affichage ».

� Le sous-menu « Affichage / Choix » donne accès au paramétrage concernant l’affichage :– de la profondeur et de la magnitude des séismes ;– des volcans. Par défaut, ils sont représentés de la même couleur

(rouge). Cliquer sur un carré coloré pour modifier ;– du choix de la profondeur à partir de laquelle les séismes seront

affichés dans une autre couleur ;– de l’affichage en points épais (pour la vision globale) ou en points

fins (pour une vision plus précise de la répartition des séismes) ;– d’un fond de carte précis ou standard.

Réalisation d’une coupe

� Choisir le mode « Tracé d’une coupe ».

� Tracer l’emplacement de la coupe sur la carte avec la souris en choisis-sant son orientation puis valider.

N.B. : si l’on ferme la fenêtre « Coupe » en cliquant sur le symbole ,

on peut la rouvrir et afficher à nouveau la ou les coupes tracées avec le

menu « Affichage/fenêtre coupe ».

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90 Annexes – SN02

Affichage d’une coupe

� Sélectionner le menu « Affichage/fenêtre coupe » : 1 à 4 coupes affi-chées simultanément.

– La coupe affichée peut être enregistrée/imprimée ou copiée.– Le menu « Disposition » permet d’afficher plusieurs coupes (si elles

ont été réalisées) et de les comparer.– Le menu « Choix » permet notamment d’exagérer le relief.– Le menu « Effacer » permet de supprimer la dernière coupe (et ainsi

toutes les coupes les unes après les autres).

Sur chaque coupe, avec , on peut tracer une droite figurant le plan sis-mique dans les zones de subduction : le pendage, c’est-à-dire l’angle de subduction, est affiché en bas de l’écran (cf. figure ci-dessous).

Exemple de coupe obtenue

Relief exagéré

Échelles horizontale et verticale identiques en profondeur

La commande du menu permet d’écrire un titre et des légendes sur les schémas, légendes qui peuvent être déplacées avec la souris avant validation.

Un clic droit sur une coupe ouvre un menu permettant l’inversion de

l’orientation de la coupe, sa copie ou sa suppression ainsi que de chan-

ger les couleurs utilisées (choix).

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91Annexes – SN02

Annexe 3

Échelle des temps géologiques

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92 Annexes – SN02

Échelle des temps géologiques (suite)

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93Annexes – SN02

Annexe 4 : utilisation de Google Earth version 6.0

Menu général : en haut à gauche de l’écran

Ouvrir : permet de charger un fichier de données (kmz, kml) ou un fichier GPS (gpx).

Enregistrer : enregistre le dossier au format kmz ou au format kml.

Plein écran (ou ) : passe en mode plein écran ; retour à l’écran normal par la même opération.

Grille : affiche ou enlève le tracé des méridiens et parallèles.

Planisphère : affiche le planisphère permettant de repérer l’en-droit où l’on se trouve.

Légende (échelle) : affiche l’échelle en bas de la fenêtre d’affi-chage.

Taille de la vue / Sortie impression : permet d’adapter la surface d’impression.

Images historiques (ou ) : permet d’afficher des images satelli-tales ou photographies aériennes de différentes époques.

Surface de l’eau : à décocher pour faciliter l’étude des fonds marins.

Repère , Trajet ,

Polygone , Modèle 3D,

Visite , Photo,

Superposition d’images .

Options / Vue 3D : permet d’afficher le relief et de régler le facteur d’exagération (0,5 à 3) ainsi que la zone de détail et la qualité du relief (ne pas changer ces 2 réglages).

Règle / Ligne ou Trajet (ou ) : permet de réaliser une mesure (décocher navigation à la souris et mesu-rer la distance entre deux points cliqués).

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94 Annexes – SN02

Menu Recherche

� Aller à : on peut entrer un nom de lieu ou des coordonnées géogra-phiques sous la forme suivante : N45° 10’, E12° 45’ (le W remplace O pour l’ouest).

� Itinéraire : permet de réaliser un itinéraire empruntant les axes rou-tiers.

Menu Lieux

� Le symbole + qui précède un objet indique qu’il comporte plusieurs éléments ; en cliquant sur le +, on déroule le contenu de l’objet.

� Affichage ou désaffichage de la carte ou de l’objet affiché : en déco-chant la case précédant le nom de l’objet affiché, on le fait disparaître de l’écran (et inversement).

� Transparence de la carte : le curseur horizontal permet de régler la transparence (de 0 à 100 %) de la carte, et ainsi de voir l’occupation du sol.

Menu de commandes

Rétablir la vue normale en cliquant sur le bouton N.

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95Annexes – SN02

Utiliser le joystick et le diriger vers la flèche pour incliner l’image et obtenir une vue latérale. Rétablir la vue verticale en dirigeant le joystick

.

Déplacer le joystick vers la gauche ou vers la droite pour modifier l’ob-servation (dans ce cas, l’observateur est un point fixe).

Utiliser le joystick et le diriger vers la flèche pour avancer. Reculer en dirigeant le joystick la flèche . En le déplaçant vers les flèches laté-rales et , le champ d’observation se trouve décalé.Il est possible de gérer inclinaison et rotation en maintenant enfoncée la molette de la souris et en bougeant la souris.

Cliquer sur les flèches pour déplacer la vue dans la direction que vous souhaitez.

Utiliser le curseur de zoom pour effectuer un zoom avant (signe plus) ou arrière (signe moins). Cliquer sur les icones aux extrémités du curseur pour effectuer un zoom avant ou arrière maximal.

N.B. : la géolocalisation du pointeur apparaît en bas de la fenêtre d’affichage (latitude, longitude, élévation positive ou négative).

Menu Données géographiques

Ce menu permet d’afficher (ou d’enlever) les routes, les limites territo-riales, les noms géographiques, les bâtiments en 3D, la météo, les vol-cans, les séismes… et de nombreuses autres données.

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