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 Objectifs 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 raccourcissement et d’empilement et donc de formation de chaînes de montagnes. Ces zones de subduction sont également le siège d’une importante activité magmatique qui aboutit à une production de croûte continentale. Cette séquence permettra de compléter la compréhension de la dynamique de la lithosphère continentale. 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 Séquence 2 – SN02 1 © Cned - Académie en ligne Chapitre 1 Exercice 1 Prérequis Exercice 1 Lithosphère continentale et lithosphère océanique Exercice 2 Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS Exercice 3 Le modèle de la tectonique des plaques Exercice 4 L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques Exercice 5 La création de lithosphère océanique au niveau des zones de dorsales Exercice 6 Quelques marqueurs des zones de subduction Exercice 7 Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction Exercice 8 Indices 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 a) est constituée d’une croûte et de la partie supérieure du manteau supérieur séparées par le Moho. 1. Lithosphère continentale 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 péridotites. 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. 2. Lithosphère océanique 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. Séquence 2 – SN02 3 © Cned - Académie en ligne 1. L’expansion des fonds océaniques a) Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les basaltes du plancher océanique 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. Exercice 2 Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS L’utilisation des techniques de positionnement par satellite (GPS) permet d’observer directement les mouvements des plaques et de mesurer leurs vitesses. Document 1 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. Fosse des Aléoutiennes 8.5 Fosse des Kouriles 6.2 Fosse du Japon 9 9.4 10.6 Fosse des Marianes 12.2 Plaque de l'Australie 6.9 8.3 7.4 15.1 16.6 10.9 Fosse de Tonga 17.1 7.2 Fosse de 9.9 4.4 Kermadec 5.4 Plaque de l'Antartique 4 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 6.7 Plaque de l'Eurasie 2.5 2.5 4.1 5.8 2.5 2 0.7 1.5 2.7 10.3 8.2 6.3 2.1 2.3 5.7 5.7 Plaque du Pacifique 1.8 Plaque de l'Amérique du Nord 5.4 Co Ca 1.9 3.3 3.7 Plaque de Fosse du 3.9 l'Afrique Pérou 9.2 Plaque de Nazca Fosse du 3.9 9.2 Chili Plaque de 3.5 l'Amérique du 6.7 3.1 Sud 1.6 1.6 9.1 1.7 Ca Plaque des caraïbes Co Plaque des cocos 2.5 2 3.7 1.6 1.6 5.1 6.7 7.2 7.5 Mouvements relatifs de divergence Mouvements relatifs de convergence 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. Question 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. Aide Utiliser le document annexe « Utilisation de Tectoglob ». Centrer le planisphère sur la zone concernée et délimiter la zone qui permet 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…). Exercice 3 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 subduction) des plaques sont cohérents avec ce modèle géométrique. Document 2 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 planétaire 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 dorsales océaniques sont des reliefs symétriques dont la crête axiale est Séquence 2 – SN02 5 © Cned - Académie en ligne en général située à 2500 m sous le niveau de la mer. Leurs flancs descendent 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 transformantes 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 intraplaques. Question À l’aide des données fournies dans le texte, annoter de la façon la plus complète possible le document fourni. Aide 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. Document 3 D C Exercice 4 B E A 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. Question 6 © Cned - Académie en ligne 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. Séquence 2 – SN02 Document 5 Les anomalies magnétiques de l’océan Atlantique central actuellement 24 13 24 13 13 24 33 33 24 13 13 24 33 13 33 34 34 24 M22 M0 33 24 13 Plateau continental 13 24 33 34 Anomalie magnétique M22 13 24 33 34 Numéro de l'anomalie Document 6 33 37 M a 53 M a 76 M a 85 Ma 11 0M a 148 Ma 13 24 Dorsale 37 Ma 53 Ma Âge de la roche Une reconstitution de la position des continents il y a –148 Ma Amérique du nord Europe Péninsule ibérique Aide 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. Séquence 2 – SN02 7 © Cned - Académie en ligne 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 également 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. Exercice 5 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. Document 7 Modèle de fonctionnement d’une dorsale telle que la dorsale est-pacifique 14 5 6 11 isotherme 1100C 3 4 10 13 7 8 isotherme 1300C 9 profondeur 25 km 12 profondeur 75 km 2 1 Document 8 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 O Py Fp O Py Schéma Py Py Py Minéraux 8 © Cned - Académie en ligne O Fp 0.3 mm Py Py 0.3 mm 0.3 mm O Pyroxène Pyroxène Pyroxène Feldspaths plagioclases Feldspaths plagioclases Olivine (péridot) Séquence 2 – SN02 Py Il est possible : de se connecter à un site de l’académie de Caen présentant un microscope polarisant virtuel où l’on peut mimer, à l’aide de vidéos, l’observation de minéraux et de roches au microscope polarisant (la rotation du système de polarisation est filmée, permettant de voir le changement de couleur et d’identifier les minéraux) : taper dans un moteur de recherche « microscope polarisant virtuel caen ». Sélectionner, dans le bandeau de gauche, « Textures »* puis « Roches magmatiques ». Les vidéos permettent de mimer l’observation avec un microscope polarisant et, en déplaçant la souris sur les images statiques du bas, des légendes apparaissent. * Le terme de « texture » peut être lu comme structure (voir Glossaire). Document 9 Document 9a Fusion des péridotites au laboratoire et géotherme à l’aplomb d’une dorsale Les péridotites sont des roches principalement composées d’olivine et de pyroxène. Des échantillons de péridotites ont été soumis au laboratoire à des températures 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 500 1000 Température (°C) 1500 2000 2500 3000 0 2.5 80 5 160 SOLIDE LIQUIDE + SOLIDE LIQUIDE Pression (Gpa) Profondeur (km) 0 0 7.5 240 Solidus de la péridotite Géotherme de dorsale Liquidus de la péridotite Zone de fusion partielle Le géotherme indique la température estimée en fonction de la profondeur. Document 9b 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. Séquence 2 – SN02 9 © Cned - Académie en ligne Dans la zone comprise entre le solidus et le liquidus, la composition du liquide magmatique obtenu dépend du taux de fusion partielle des péridotites. Solidus Liquidus 0 % de fusion Questions 100 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 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 expliquer (la), les différence(s) observée(s) ? Aide 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. Utiliser un de ces deux supports pour construire un tableau du type suivant : Roche A Roche B Roche C Image d’après une observation en lumière polarisée et non analysée Image d’après une observation en lumière polarisée 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. 10 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 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. 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’origine 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 Aide 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. Séquence 2 – SN02 11 © Cned - Académie en ligne Exercice 6 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. Document 10 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). Cocher et ouvrir le dossier « Coupes A – B – C ». Double cliquer ensuite sur les coupes pour effectuer le travail demandé. Questions 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 morphologiques Utiliser les potentialités de Google Earth afin de repérer la fosse océanique, les volcans inclus dans une chaîne de montagnes ou dans un arc insulaire. b) Mise en évidence des marqueurs sismiques Remplir 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). 12 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Coupe C Mariannes Distance entre la fosse et le séisme (km) Profondeur du foyer (km) 75 – 26 94 – 57 Foyers des séismes situés à une profondeur moyenne 206 – 151 223 – 192 Foyers des séismes profonds 252 – 501 Foyers des séismes superficiels 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. Compléter en conclusion les légendes du schéma suivant dans les espaces réservés à cet effet. Zone de divergence Zone de convergence Dorsale Zone de subduction Marqueurs morphologiques Marqueurs magmatiques croûte continentale manteau lithosphérique PLAQUE PLONGEANTE fusion partielle PLAQUE CHEVAUCHANTE manteau 13 00 asthénosphère mouvements de plaques 0 50 100 Profondeur (km) croûte océanique °C Marqueurs sismiques magma à composition basaltique foyers sismiques Exercice 7 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 sismiques qui se propagent le long de ce plan, par rapport à celles qui s’en écartent, permettent de distinguer la lithosphère de l’asthénosphère. Séquence 2 – SN02 13 © Cned - Académie en ligne Document 10 Données sismiques sous l’océan Pacifique et le Japon L’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. Mer du Japon Honshu (Japon du NE) Pacifique +6% Moho 0 -6% Zone sans données Séismes Document 11 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’isotherme 1 300 °C. Zone Fosse volcanique océanique 100 200 300 400 500 600 Profondeur (km) 14 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 800°C 1000°C 1200°C 1300°C 1400°C Questions 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 compléter les légendes en indiquant les termes suivants : plan de BenioffWadati, plaque lithosphérique chevauchante, plaque lithosphérique subduite (plongeante), lithosphère océanique plus froide et cassante (séismes), asthénosphère plus chaude. Figurer les mouvements par des flèches. En conclusion indiquer sur quoi repose la distinction entre manteau lithosphérique et asthénosphère. Exercice 8 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 raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, chevauchements, nappes) et des indices pétrographiques (métamorphisme, 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. Profondeur (km) Question 10 0 10 20 30 40 50 60 Séquence 2 – SN02 15 © Cned - Académie en ligne Chapitre 2 A 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 continentales, situation conduisant à un raccourcissement et à un empilement d’écailles lithosphériques à l’origine de la formation d’une chaîne de montagnes. Document 1 Le modèle de la tectonique globale : un modèle prédictif Croûte continentale Croûte océanique Manteau lithosphérique Manteau supérieur Document 2 Document 2a Des observations au niveau des Alpes et de l’Himalaya Carte géologique simplifiée des Alpes Zone des Alpes provenant de la marge continentale européenne Genève Grenoble Turin Chenaillet Queyras Viso Briançon 50 km © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Ophiolites Zones des Alpes provenant de l'océan alpin Zone des Alpes provenant de la Nice 16 Sédiments marge continentale africaine Document 2b Carte géologique simplifiée de l’Himalaya + + ++ ++ + ++ + Sédiments marins Plaque eurasiatique + + Ophiolites + ++ ++ Dehli Plaque indienne Remarque Document 3 ++ Annapurna Sédiments du prisme d'accrétion A ++ + + + ++ + + Everest + + Granite de + + + subduction Chevauchements Katmandou B 500 km Un prisme d’accrétion peut exister au niveau de certaines fosses de subduction 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 sédiments 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 convergence de plaques lithosphériques. Elles sont constituées de roches magmatiques (basaltes et gabbros), composantes de la croûte océanique, et de péridotites, constituant du manteau supérieur. Questions Placer, sur le document 1 : des flèches figurant la divergence et la convergence des plaques lithosphériques ; 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 montagnes 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 subduction océanique puis continentale ? Quels sont les témoins d’une remontée vers la surface au cours de la collision de matériaux préalablement enfouis au cours de la subduction ? Séquence 2 – SN02 17 © Cned - Académie en ligne 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 ? B Cours Dans 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 empilement ; 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 subduction 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 Activité 1 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 informations qu’elles apportent sur la formation des Alpes. 18 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Document 4 Carte géologique très simplifiée du Chenaillet Italie France Péridotite Grand Charvia (2648 m) Basalte Chenaillet (2650 m) Gabbro Document 5 Coupe géologique schématique des ophiolites du Chenaillet $OWLWXGH P Le Chenaillet 2600 2400 500 m 2200 Péridotites métamorphisées Basaltes en filons Gabbros Brèches magmatiques Basaltes en coussins 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. Document 6 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 dorsale (document 6b) ; des gabbros (C2) où les pyroxènes magmatiques bruns sont séparés du feldspath plagioclase par un minéral noir, une amphibole, la hornblende (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. Séquence 2 – SN02 19 © Cned - Académie en ligne Ces métagabbros, malgré leurs légères variations de composition minéralogique, ont tous le même âge : – 150 à – 146 Ma. Document 6a 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 Document 6b 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 Feldspath plagioclase Feldspath plagioclase Pyroxène 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 plagioclase blanc. L’absence d’orientation privilégiée des cristaux est caractéristique d’une roche magmatique. L’équilibre existe entre les deux minéraux, comme en témoignent les contacts nets entre eux. Document 7 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 fracturée. Elle est le siège d’une importante circulation d’eau de mer. Les gabbros 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 minéralogiques, c’est-à-dire par l’apparition de nouveaux minéraux. Les roches de la lithosphère océanique subissent ainsi un métamorphisme hydrothermal. 20 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 H2O H2O 0 0 GB 5 GA GB 600° C 10 800° C 15 100 0.2 0° C 1300° C Magma 0.4 Basalte Profondeur (km) Gabbro Pression (GPa) 600° C 800° C 0° C 100 H2O Circulation hydrothermale Manteau Trajet du gabbro Isothermes Fractures 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 péridotites se transforment en métabasaltes, métagabbros et métapéridotites, appelées aussi serpentinites. Document 8 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 formation. 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 nouvelles conditions. Cette transformation structurale et minéralogique des roches, appelée métamorphisme, implique des réactions chimiques à l’état solide entre les minéraux. Séquence 2 – SN02 21 © Cned - Académie en ligne Dans un diagramme pression-température visualisant les données expérimentales obtenues, les courbes délimitant les champs de stabilité d’associations minérales différentes correspondent chacune à une réaction du métamorphisme. 0 200 400 600 800 Température (°C) 1000 1200 0 5 15 20 30 35 Profondeur (km) 1 Plagioclase Amphibole (hornblende) Eau GA Plagioclase Pyroxène Eau Solidus du gabbro 25 Plagioclase Hornblende Actinote Chlorite Conditions non réalisées dans la nature 10 2 0 0.5 1 Pression (GPa) Les pyroxènes et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre eux en présence d’eau pour donner un nouveau minéral hydraté, l’amphibole, selon la réaction 1 : Feldspath plagioclase + Pyroxène + eau 씮 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 씮 Chlorite + Actinote Les transformations sont rarement complètes et il reste des reliques (par exem씮ple des pyroxènes, comme dans le document 6a) plus ou moins importantes des minéraux initiaux. Document 9 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’observation 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 métagabbro du « faciès Schistes verts » (voir document 16b : les faciès métamorphiques). 22 © Cned - Académie en ligne Séquence 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 caractéristiques (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 polarisée 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 renseignements qui permettent une identification plus précise des minéraux qui constituent la roche. Document 10 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 squelettes 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 Questions L’observation microscopique de l’association minérale présente dans une roche permet de connaître les conditions de pression et de température 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 Pression-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 précise aux documents. Séquence 2 – SN02 23 © Cned - Académie en ligne 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 premiers stades de l’océanisation. Activité 2 Document 11 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 Grenoble Le massif du Taillefer a une altitude de 2 857 m. le Taillefer EORFEDVFXOpGX 7DLOOHIHU le Rochail EORFEDVFXOpGHV *UDQGHV5RXVVHV Agrandissement de la zone encadrée en vert Jurassique supérieur et crétacé (calcaire et marnes à ammonites) Jurassique inférieur et moyen (calcaires et schistes à ammonites, belmnites et crinoïdes) Trias (dolomies très pauvres en fossiles) Socle (roches magmatiques et métamorphiques) Failles 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. 24 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Document 12 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. Document 12a Localisation de la marge de Galice Un isobathe est une ligne reliant les points d’égale profondeur. Bretagne 20 00 40 2000 00 20 0 Isobathes (m) Galice A B 4000 200 2000 Trois unités plus ou moins profondes se succèdent en partant du littoral : le plateau continental (de 0 à –200 m), prolongement du continent, 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 continentale (lithosphère continentale) se raccorde aux fonds océaniques (lithosphère océanique). Document 12b 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. A B 3 3 1 2 2 1 Secondes temps double Séquence 2 – SN02 25 © Cned - Académie en ligne Document 12c 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 639 638 641 3 3 Calcaires et argiles du Crétacé supérieur et turbidites (sédiments détritiques) du tertiaire. Couches pratiquement horizontales. 2 Calcaires et turbidites du Crétacé inférieur. Couches disposées en éventail. 1 Socle granitique. 2 1 Document 13 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 continental 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 progressivement 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’horizontale 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 précédentes (document 13b), et sont en position de dépôt, à l’horizontale : elles se sont formées lorsque la dorsale océanique a commencé à fonctionner. 26 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Document 13 Le modèle 0 Croûte continentale 50 Manteau lithosphérique 100 Document 13a 0 Lithosphère Croûte continentale amincie Rift 50 Asthénosphère Document 13b 0 50 Marge continentale 100 150 200 km Lithosphère 0 Croûte océanique 100 50 100 Asthénosphère 0 50 100 150 200 km Séquence 2 – SN02 27 © Cned - Académie en ligne Questions Exploiter le document 12 à l’aide des données fournies dans le docu- ment 13 afin de dégager les caractéristiques morphologiques, tectoniques et sédimentaires d’une marge continentale passive actuelle. Montrer Aide Bien repérer les déformations de la croûte continentale dues à la divergence. Identifier, au niveau du document 12, à quel type de sédiments font référence les chiffres 2 et 3. 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 continentales sont déformées au cours de la collision. À retenir 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, gabbros et péridotites) et des sédiments marins ; des marges passives de cet océan présentant des blocs basculés délimités par des failles normales. 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 subduction 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 ? Activité 3 28 © Cned - Académie en ligne Rechercher, au niveau de massifs ophiolitiques alpins, les indices d’un métamorphisme lié à une subduction océanique ayant précédé la collision Séquence 2 – SN02 Document 14 Les ophiolites du Queyras Dans la partie est du massif du Queyras, des fragments de lithosphère océanique sont emballés dans des roches sédimentaires métamorphisées, appelés schistes lustrés. Ces ophiolites sont constituées essentiellement de métabasaltes, mais aussi de métagabbros et de serpentinites (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 Actinote (amphibole) Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 Feldspath plagioclase (Na,Ca)(Si,Al)3O8 Le pyroxène magmatique originel est parfois préservé au cœur d’une couronne de glaucophane, amphibole bleutée, le séparant des plagioclases. Document 15 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). Document 15a 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 différentes 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. Séquence 2 – SN02 29 © Cned - Académie en ligne 1 km Mont VISO 3841 m 0 2 km Ouest Est Schistes lustrés Document 15b Métabasalte Métagabbro Métapéridotite Des métagabbros du mont Viso de type éclogites Des métagabbros du mont Viso (V1), datés de – 46 à – 50 Ma, renferment 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 Glaucophane (amphibole) Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2 Grenat (Fe,Mg)3Al2Si3O12 Epidote Ca2FeAl2(Si2O7)(SiO4)(O,OH)2 + quartz Si2O2 Jadéite Na(Al,Fe)Si2O6 Document 16 Document 16a Domaines de stabilité déterminés expérimentalement de quelques associations minéralogiques Diagramme Pression-Température 0 0 200 400 C 0,5 25 4 E 30 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 1 5 F 50 2 Pression (GPa) B 800 D 3 es lisé réa non ture ons a na diti ns l con da 1 2 600 Profondeur (km) G 1000 1200 Température (°C) A Domaine de fusion paritelle Document 16b 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 Æ Amphibole (hornblende). Réaction 2 : Plagioclase + Amphibole (hornblende) + Eau Æ Chlorite + Amphibole (actinote). Réaction 3 : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite Æ Amphibole (glaucophane) + Eau. Réaction 4 : Plagioclase Æ Pyroxène jadéite + Quartz. Réaction 5 : Plagioclase + Amphibole (glaucophane) Æ 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. Document 16c 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 plagioclase. Une éclogite peut contenir de la glaucophane. Séquence 2 – SN02 31 © Cned - Académie en ligne Document 17 Utilisation de données du logiciel Subduction présentant différents aspects de la subduction Le module Roches et marges actives permet de poursuivre l’observation des métagabbros commencée lors de l’activité 1 : métagabbros du faciès « schistes bleus » et métagabbros du faciès « éclogites ». Questions 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 observés Chenaillet Queyras Mont 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 effectuées lors de l’activité 1 portant sur les métagabbros du Chenaillet). Document 18 0 0 200 400 C 0,5 25 800 B 1000 1200 Température (°C) A Domaine de fusion paritelle D es lisé réa non ture ons a na diti ns l con da 1 600 E F G 50 2 Pression (GPa) Profondeur (km) 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. 32 © Cned - Académie en ligne Séquence 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 métamorphiques 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. Aide Aide Faire un tableau afin de relever les indices de l’expansion océanique, de la subduction puis de la collision ; pour chaque indice, faire référence au document. Localiser les différentes roches métamorphiques de la zone de subduction en prenant en compte les profondeurs d’apparition de minéraux tels que la glaucophane et le grenat. Si un code est utilisé, sa signification doit être fournie. L’ensemble du schéma doit être clair et facilement lisible. À retenir Dans les zones de subduction, les roches qui constituent la lithosphère océanique sont soumises à de nouvelles conditions de pression et de température, 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 métamorphisme « 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 minérales présentes dans cette roche replacées dans un diagramme PressionTempérature où figurent les différents faciès métamorphiques. La convergence des plaques se maintenant, une subduction continentale fait suite à la subduction océanique. ➥ Quelles sont les observations qui ont permis de mettre ce phénomène 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 Séquence 2 – SN02 33 © Cned - Académie en ligne convergence à cet endroit et que la croûte continentale était trop légère pour disparaître dans l’asthénosphère : les continents restaient en surface ! Des observations minéralogiques et l’utilisation de la tomographie sismique ont remis ce modèle en question. Activité 4 Document 19 Document 19a 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 Bassins sédimentaires péri-alpins Lac Léman Genève Grenoble Be lle do ne Mt B lan c Roches plissées de la couverture non métamorphique Métamorphisme de très faible degré Grand Paradis Sesia Faciès des schistes verts Faciès des schistes bleus à glaucophane Pelvoux Queyras Dora Maira Briançon Chenaillet Gap Ophiolites (métabasaltes, métagabbros, métapéridotites) Mt Viso B Faciès des éclogites Arg A ent era Document 19b Faciès à coésite 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. A B km 3 massif de Dora Maira Faciès des ophiolites Faciès des schistes bleus à glaucophane 1 Faciès des éclogites 0 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. 34 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Document 19c 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 Document 20 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 correspondant à une profondeur de plus de 120 km. Ces minéraux indiquent qu’une croûte continentale très étirée peut avoir atteint des profondeurs allant jusqu’à 140 km et qu’elle peut donc entrer en subduction. Document 21 Profil tomographique perpendiculaire à la partie ouest de la chaîne himalayenne La 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 Remarque le plongement vers le nord de la Il est également possible d’obtenir la répartition des plaque indienne, puis celle-ci se verfoyers sismiques le long de la coupe AB en utilisant le ticalise et finit par se renverser : près logiciel Tectoglob. de 1 000 km de plaque continentale sont ainsi visibles dans le manteau. B 9LWHVVHGHV RQGHV (par rapport à la normale) A B Supérieure 400 km A Normale 800 km Inférieure Gros séismes Séquence 2 – SN02 35 © Cned - Académie en ligne Document 22 Modèles de deux types de subduction : subduction océanique et subduction continentale Document 22a Subduction océanique Prisme d'accrétion Arc volcanique Croûte continentale Croûte océanique Manteau lithosphérique Manteau supérieur Document 22b 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. Croûte océanique Profondeur (km) 0 30 60 90 120 Croûte continentale de la plaque subduite Croûte continentale de la plaque chevauchante Manteau lithosphérique Asthénosphère Coesite (métamorphisme UHP) Entraîné par la lithosphère océanique, l’essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire et la partie supérieure de la croûte s’épaissit par empilement d’écailles crustales dans la zone de contact entre les deux plaques. Une suture ophiolitique sépare les deux plaques. Questions 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. 36 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 À retenir 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. 3) Des témoins d’une exhumation rapide Les roches métamorphiques actuellement en surface constituent des enregistrements des étapes, de subduction océanique (métamorphisme 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 océaniques et continentales. Il faut supposer que ces fragments de lithosphère océanique et continentale ont été ramenés rapidement vers la surface (par des mécanismes tectoniques complexes) pour que des traces de leur métamorphisme HP/BT aient été conservées. Activité 5 Rechercher les témoins d’une remontée en surface d’écailles de l’ancienne lithosphère océanique et continentale Document 23 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 recoupant les métagabbros V2, formées postérieurement à ceux-ci, sont remplies entre autres avec de la chlorite et de l’actinote. Cette association minérale (V3) est celle du faciès « schistes verts ». Document 24 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 continentale qui la renferme a d’abord été enfouie à forte profondeur, ce qui a entraîné la formation de la coésite par transformation du quartz Séquence 2 – SN02 37 © Cned - Académie en ligne (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 raison, notamment, de la rapidité du phénomène. À retenir 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 océanique 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 subduction. Question 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 exhumation. c) Un scénario des événements majeurs qui préside à la formation d’une chaîne de montagnes Activité 6 Document 25 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. Document 26 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 continentale européenne ne suducte entraînée par la lithosphère océanique. 1 : Ophiolites du Chenaillet. 2 : Schistes lustrés. 3 : Ophiolites du Queyras. 4 : Ophiolites du mont Viso. 38 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 MARGE DE LA PLAQUE EUROPÉENNE MARGE DE LA PLAQUE AFRICAINE Prisme d’accrétion Blocs basculés 1 5 2 Subduction de la lithosphère océanique 3 Exhumation d'unités préalablement portées en profondeur 4 Croûte océanique Document 27 Croûte continentale de la plaque chevauchante Croûte continentale de la plaque subduite Manteau lithosphérique Asthénosphère 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 scénario 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). Marge européenne Étape 2 : Début de la convergence il y a – 80 Ma. Marge africaine - 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 fonctionne. 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. - 70 Ma SO2 SO1 pa - 50 Ma Étape 5 : Des fragments de la lithosphère océanique subduite sont rapidement exhumés (ophiolites 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. SO2 Ophiolites Chenaillet Ophiolites Queyras Viso - 35 Ma SC Croûte océanique SO : Subduction océanique Croûte continentale subductée SC : Subduction continentale Croûte continentale subductante pa : Prisme d'accrétion Séquence 2 – SN02 39 © Cned - Académie en ligne Questions 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. À retenir 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 continentale lorsque la collision débute. La subduction océanique est un phénomène géodynamique qui correspond 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 peuvent conduire à sa subduction dans l’asthénosphère ? Activité 7 Document 28 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. 40 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Flux de chaleur (µcal/cm/s) Profondeur (m) 40 30 20 10 2000 4000 6000 Distance à la dorsale (km) 0 0 2000 4000 6000 8000 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 océanique, du fait de l’extension. Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique s’hydrate et se refroidit. Document 29 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 océanique se refroidit. La limite manteau lithosphérique–asthénosphère étant une limite thermique, ce refroidissement se traduit par un abaissement de l’isotherme 1 300 °C. La lithosphère océanique s’épaissit par le bas : le sommet de l’asthénosphère, en se refroidissant, se transforme en manteau lithosphérique plus froid et plus rigide. Dorsale 1200 15 2400 30 Distance à l'axe de la dorsale (km) âge (106 ans) Croûte l océanique A Manteau l lithosphérique ML hC hML HLO Isotherme 1300°C HA 0 5 Asthénosphère lA 100 Profondeur (km) 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. Séquence 2 – SN02 41 © Cned - Académie en ligne La masse volumique de la croûte (Wc) est de 2,85.103 kg.m–3 et celle du manteau lithosphérique (WML) de 3,3.103 kg.m–3. La masse volumique de l’asthénosphère (WA) 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 = WC.hC + WML.(HLO – hC) Document 30 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 (en km) 160 800 Âge de la lithosphère océanique (en 106 ans) 2 10 15 25 30 40 60 80 100 Croûte * 5 5 5 5 5 5 5 5 5 Manteau lithosphérique 8 24 31 41 45 53 66 77 87 Masse d’une colonne de lithosphère océanique de surface égale à 1 m2 (en 103 tonnes) 40,7 93,5 116,6 149,5 162,8 189,2 232,1 268,4 301,4 Masse d’une colonne d’asthénosphère de même surface et de même épaisseur (en 103 tonnes) 42,3 94,3 117,0 149,5 162,5 188,5 230,7 266,5 299,0 Épaisseur de la lithosphère océanique (en km) 1 200 2 000 2 400 3 200 4 800 6 400 8 000 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. Document 31 Questions 42 © Cned - Académie en ligne Lorsque la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthénosphère, elle devrait couler. En fait, elle se maintient en équilibre instable parce que l’asthénosphère exerce une résistance mécanique à l’enfoncement. 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’asthénosphère sous-jacente de même épaisseur et de même surface. Séquence 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’asthénosphère 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. Croûte océanique Manteau lithosphérique Asthénosphère 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. Activité 8 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. Document 32 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. Séquence 2 – SN02 43 © Cned - Académie en ligne Document 32a Protocole de mesure de la masse et du volume d’un échantillon de roche Matériel Protocole Mesure de la masse de chaque échantillon Peser chaque échantillon à l’aide de la balance fournie. Noter le résultat obtenu. – 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 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'éprouvette. Lire le niveau atteint par l'eau, une fois l'échantillon totalement immergé au cm3 près. Niveau de l’eau à relever Echantillon de gabbro immergé Masse de l'échantillon de roche Volume de l'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. Document 32b 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. 44 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Gabbro Échantillon 1 2 3 4 5 6 Masse (g) 22,6 34,8 25,8 17,1 17,7 25 Volume (mL) 7,5 11,5 8,5 5,5 6 8,5 Éclogite Échantillon 1 2 3 4 5 Masse (g) 65,3 18,9 35,5 31,6 7,6 Volume (mL) 1,5 5 9,5 8,5 2 Document 33 Densités estimées des lithosphères continentale et océanique au niveau de la subduction de la plaque Nazca sous l’Amérique du Sud Croûte cocéanique Croûte continentale 2.70 2.96 3.30 3.30 3.30 8 3.3 30 3. 3.25 Manteau lithosphérique 3.25 5 3.4 30 3. Asthénosphère La masse volumique moyenne d’une lithosphère océanique de 100 km d’épaisseur (avec croûte océanique de 5 km) s’écrit : Wmoyenne = (5 WC + 95 WML) / 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. Questions Utiliser les résultats obtenus et les données du document 33 pour montrer que les transformations de la croûte océanique entretiennent la descente de la lithosphère océanique. Aide Document 32 : calculer la masse volumique de l’échantillon correspondant 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 subduction. Séquence 2 – SN02 45 © Cned - Académie en ligne 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 océanique peut conduire à sa subduction dans l’asthénosphère et à l’entretien 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, augmentation de l’âge, refroidissement, épaississement par augmentation de l’épaisseur du manteau lithosphérique, métamorphisme HP-BT (transformations minéralogiques SV Æ SB Æ 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’asthénosphère), subduction quand l’équilibre est rompu, entretien de la subduction et moteur du déplacement des plaques. À retenir Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique 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 davantage : 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’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité 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’asthénosphère. 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’expansion 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. 46 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Bilan du chapitre La 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 présentant 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 transforment 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 métagabbros 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 continentale 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 subduction 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 Séquence 2 – SN02 47 © Cned - Académie en ligne 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 lithosphère 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 asthénosphérique 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 profondeur 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 visqueuse. L’âge de la lithosphère océanique en surface n’excède cependant 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. 48 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Chapitre 3 A 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. Document 1 Répartition des volcans au niveau de la ceinture de feu du Pacifique Aléoutiennes Japon Océan Atlantique Hawaï Mariannes Philippines Fidji Océan Pacifique Pérou Tonga Chili 0 3000 km Zone de séismes Fosse océanique Volcans en activité 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 volcaniques lorsque la plaque chevauchante est de nature océanique, par exemple les Antilles, les îles Mariannes, les îles Tonga… Document 2 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. Séquence 2 – SN02 49 © Cned - Académie en ligne 0 600 350 300 250 200 0 15 10 Plaque Amérique du Sud 1.7 u ro Pé Fosse océanique u ed ss Fo 600 300 250 Lignes reliant les foyers des séismes de même profondeur (km) Plaque Nazca A 1.0 B 77 Vecteur vitesse d'après des mesures GPS (mm/an) Fosse du Chili 77 77 61 Volcans 1.9 100 km L’utilisation de Google Earth permet d’observer les reliefs dans cette zone. Document 3 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 Tectoglob permet d’afficher les caractéristiques morphologiques (topographiques), volcaniques et sismiques de cette zone ainsi que les mouvements 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…). Question 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 chevauchante. Aide Document 2 : il est possible d’annoter directement ce document en indiquant les différents marqueurs qui permettent de conclure à l’existence d’une zone de subduction. 50 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Aide 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’indiquer 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. ➥ 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 ? B Cours 1. Les zones de subduction, siège d’une importante activité magmatique Les zones de subduction caractérisées par des marqueurs morphologiques, sismiques, métamorphiques et magmatiques présentent également une répartition particulière du flux de chaleur. a) Les caractères thermiques des zones de subduction Activité 1 Montrer qu’il existe dans une zone de subduction une signature thermique du magmatisme Document 4 Profil tomographique à travers les Andes péruviennes selon la coupe AB du document 2 La tomographie ci-dessous indique les anomalies de vitesse de propagation des ondes sismiques à une profondeur donnée (en pourcentage par rapport à la valeur normale). Séquence 2 – SN02 51 © Cned - Académie en ligne Quand les matériaux traversés sont froids et rigides, les anomalies sont positives. Quand les matériaux traversés sont chauds et ductiles, les anomalies sont négatives. Fosse du Pérou Altiplano A B + 4.5 % +3% 100 + 1.5 % 200 0% - 1.5 % 300 -3% Profondeur (km) Document 5 Profil tomographique réalisé au niveau des îlesTonga et des îles Fidji Iles Fidji Arc des Tonga 0 +6% 100 200 300 0 400 500 600 -6% 700 Profondeur (km) Document 6 Séismes Variation du flux thermique dans une zone de subduction Flux thermique (mW/m2) Le flux de chaleur moyen à la surface de la Terre est de 60 mW.m–2. 160 120 80 40 0 Ouest Est Arc volcanique Questions Fosse Montrer que, dans une zone de subduction, il existe une double ano- malie thermique, signature de la subduction de la lithosphère océanique et du magmatisme. 52 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Aide 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’exercice 7 du chapitre 1. Compléter le schéma visualisant les marqueurs d’une zone de sub- duction en indiquant les marqueurs thermiques. À retenir La présence d’un flux faible au niveau de la fosse s’interprète par la subduction de la lithosphère froide. Le flux élevé reflète l’ascension et l’accumulation des magmas dans la croûte de la plaque chevauchante. ➥ 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. Activité 2 Préciser les caractéristiques des magmas associés au zone de subduction à partir de l’étude des roches magmatiques Document 7 Le magmatisme dans la cordillère des Andes Document 7a Carte géologique simplifiée d’une partie de la cordillère des Andes Volcanisme plio-quaternaire Océan, Lac Titicaca Chevauchements u ro Pé Socle ancien B du Massifs de granitoïdes e ss Fo Terrains secondaires Cuzco A Plaque Nazca 300 km La Paz Océan Pacifique Faille inverse Faille transformante Séquence 2 – SN02 53 © Cned - Académie en ligne Document 7b Coupe géologique correspondant au tracé A-B A Zone côtière Cordillère occidentale 3300 m Altiplano B Lac Titicaca Croûte continentale 100 km Manteau lithosphérique Socle ancien Terrains sédimentaires Volcans (rhyolites, andésites) Plutons de granitoïdes (granites, granodiorites, diorites Chevauchement Failles 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 magmatiques 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. Document 8 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. Les données fournies par les schémas du document 8 doivent être complétées en utilisant au moins certains des outils suivants : le site de l’académie de Caen présentant un microscope polarisant virtuel ; le logiciel Subduction dans la rubrique « Roches et marges actives » (lames minces de granodiorite et d’andésite). Document 8a Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche A réalisé d’après une observation au microscope polarisant A B A Présence d’une pâte renfermant de nombreux microlites. 54 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Document 8b Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche B réalisé d’après une observation au microscope polarisant B Q Présence d’une pâte renfermant de nombreux microlites. F B Q F Document 8c B Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche C réalisé d’après une observation au microscope polarisant A A B A B A B Q Document 8d Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche D réalisé d’après une observation au microscope polarisant 4 4 4 ) % % % ) 4 ) % 4 4 4 Document 8e Schéma d’une lame mince d’un échantillon de roche D réalisé d’après une observation au microscope polarisant Q B F B Q A Q F A : amphibole (hornblende). F B : biotite (mica noir). B Q Q Amphibole et Biotite sont teintées naturellement et présentent de plus des teintes de polarisation caractéristiques qui n’ont pas été représentées ici. F : feldspath potassique. Les feldspaths plagioclases sont identifiables en lumière polarisée grâce à leur « code-barres ». Q : quartz. Séquence 2 – SN02 55 © Cned - Académie en ligne Document 9 Roches volcaniques Composition minéralogique (en % de masse) de roches magmatiques d’une zone de subduction Équivalent plutonique Quartz Feldspaths potassiques Feldspaths plagioclases Amphibole (hornblende) Mica noir (biotite) Autres Andésite Diorite 3,4 2,4 59,5 21 12 1,7 Dacite Granodiorite 24,8 21,9 44,7 2,4 4,8 1,4 Rhyolite Granite 32,7 40,2 26,1 - 0,6 0,4 Document 10 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 ferromagnésien est riche en fer et en magnésium, un minéral est dit hydraté s’il contient des molécules d’H2O dans sa structure. Minéraux Formule 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) Document 11 56 © Cned - Académie en ligne K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2 Composition chimique de roches magmatiques (% de masse) % de la roche totale Andésite Rhyolite Basalte 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 – Séquence 2 – SN02 Le total ne correspond pas à 100 % car certains éléments chimiques entrant dans la composition de ces roches ne sont pas notés. Document 12 Composition minéralogique des roches magmatiques des zones de subduction et chimie du magma Roches volcaniques Roches plutoniques et mantelliques Composition minéralogique (% en volume) 100 75 dacite andésite basalte faible faible granite granodiorite diorite gabbro importante importante feldspath potassique 25 quartz feldspath plagioclases pyroxène biotite amphibole hornblende 0 70 MASSE VOLUMIQUE PROFONDEUR DE CRISTALLISATION rhyolite 50 CHIMIE TAILLE DES MINERAUX 60 Silice (%) 50 riche en Si, Na et K riche en ferromagnésiens faible importante COULEUR Les magmas moins riches en silice sont moins visqueux que les magmas 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. Questions 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. Aide Faire une fiche pour chaque roche. Elle doit comporter les rubriques suivantes : couleur générale de la roche, structure, roche magmatique volcanique 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. Séquence 2 – SN02 57 © Cned - Académie en ligne Comparer les compositions minéralogiques d’un Aide basalte de dorsale et d’une andésite afin de préciser les particularités minéralogiques des roches magmatiques d’une zone de subduction et celles du magma dont elles sont issues. L’étude des documents 9, 10, 11 et 12 permet de préciser ces particularités. À retenir Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique 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. ➥ Comment se forment les magmas dans les zones de subduction ? 2. Un magmatisme lié au métamorphisme de la croûte océanique (lithosphère océanique) 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. Activité 3 Document 13 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 Distance à la fosse (km) 0 100 200 6 300 75 3 1 2 et 4 0 200 300 400 500 600 58 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Verticale au volcan Profondeur (km) 100 1 (Japon) 2 (Pérou) 3 (Tonga) 4 (Chili) 5 (Bonin) 6 (Nouvelles hébrides) 7 (Indonésie) Questions 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. Aide 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 probable de formation du magma. Aide Formuler une (des) hypothèse(s) Partir des constats effectués lors de l’activité 3 pour émettre un certain nombre d’hypothèses et les confronter ensuite avec des informations relevées dans l’activité 2 pour en éliminer certaines. sur le type de roche(s) susceptible(s) de présenter une fusion partielle à ces profondeurs. À retenir 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 situées au-dessus de la lithosphère océanique en subduction qui présentent une fusion partielle à l’origine du magmatisme. ➥ Dans quelles conditions se déroule la fusion partielle des péridotites du manteau de la plaque chevauchante ? Activité 4 Préciser les conditions de genèse des magmas dans les zones de subduction Document 14 Conditions de fusion partielle des péridotites du manteau déterminées de façon expérimentale Document 14a Fusion expérimentale de la péridotite sèche On a déterminé expérimentalement, en laboratoire, l’état de la péridotite en fonction des conditions de pression, de température et de teneur en eau. Température (°C) 0 0 500 1000 2000 2500 3000 0 2.5 80 Pression (Gpa) Profondeur (km) 1500 160 5 240 7.5 Solide Liquide + solide Liquide Liquidus Solidus des péridotites sèches Géotherme de dorsale Géotherme de zone de subduction Séquence 2 – SN02 59 © Cned - Académie en ligne Document 14b Fusion expérimentale de la péridotite hydratée Température (°C) 0 500 1000 1500 2000 2500 0 2.5 80 160 5 240 7.5 Solidus des péridotites hydratées Solide Liquide + solide Liquide Pression (Gpa) Profondeur (km) 3000 0 Liquidus Géotherme de zone de subduction Les géothermes (évolution de la température en fonction de la profondeur) de dorsale (document 14a) et de subduction (documents 14 a et 14b) ont été figurés : le géotherme de zone de subduction correspond aux variations de température en fonction de la profondeur dans la plaque chevauchante. Questions 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 partielle des péridotites. En tenant compte des connaissances acquises lors de l’étude du métamorphisme qui affecte la croûte océanique lors de la subduction (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. Aide 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 activités 2 et 4. 60 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Annoter le schéma suivant visualisant l’activité magmatique associée à la subduction sous une marge continentale active. Zone de divergence ----- ----- Flux thermique ______ Dorsale ____________ _________ __________ G SV SV manteau lithosphérique SB ______ 50 E ______ 13 00 °C manteau magma à composition basaltique fusion partielle des péridotites non hydratées 0 100 Profondeur (km) croûte continentale Fosse croûte océanique mouvements de plaques foyers sismiques G gabbro SV métagabbro (faciès schiste vert) métagabbro SB (faciès schiste bleu) métagabbro E (faciès éclogite) Répartition des foyers sismiques suivant le plan de Benioff-Wadati À retenir Le magma provient de péridotites hydratées qui subissent une fusion partielle à des conditions de pression et de température inférieures à celles de péridotites anhydres. Les magmas chauds, produits par fusion partielle des péridotites hydratées 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 péridotites du manteau chevauchant, il faut prendre en compte non seulement 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. Séquence 2 – SN02 61 © Cned - Académie en ligne Activité 5 Relier le métamorphisme de la plaque plongeante au magmatisme observé au niveau de la plaque chevauchante Document 15 Le métamorphisme de la lithosphère océanique Zone de divergence Zone de convergence Dorsale Zone de subduction Volcans Fosse croûte océanique manteau lithosphérique asthénosphère SV SV SB PLAQUE PLONGEANTE 50 E PLAQUE CHEVAUCHANTE manteau 100 fusion partielle 1 2 3 4 5 * * * * * _____ _____ _____ _____ _____ Conditions de métamorphisme Question 0 Profondeur (km) G MG croûte continentale Métamorphisme de la dorsale à la zone de subduction Métamorphisme HP-BT dans une zone de subduction ----* ----* ----* ----* Utiliser les données du chapitre 2 pour compléter le schéma du document 15, afin de montrer que le métamorphisme de la lithosphère océanique est à l’origine de l’eau qui permet la fusion partielle des péridotites du manteau de la plaque chevauchante : Les zones à compléter sont indiquées par un chiffre 1, 2, 3, 4 et 5 et par un *. Aide 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). Indiquer dans chaque cartouche correspondant à un type de roche : dans l’espace repéré par un chiffre, la roche (Méta…), le faciès métamorphique (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 (hydratation), perte d’eau (déshydratation). Représenter l’eau issue de la plaque plongeante à l’origine de l’hydratation des péridotites mantelliques. 62 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 À retenir 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 température (basses températures) différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se déshydratent. c) Bilan : un magmatisme créateur de nouveau matériau continental couplé au métamorphisme de la lithosphère océanique À retenir Le magmatisme des zones de subduction est couplé au métamorphisme que subit la lithosphère hydratée plongeante. Les réactions liées au métamorphisme 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. 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. Question Représenter, sur un schéma bilan, la notion de couplage entre le métamorphisme de la lithosphère océanique et le magmatisme créateur de croûte continentale dans une zone de subduction. Ce schéma sera à retenir. Aide Il est possible d’associer les précédents schémas et/ou de simplifier la situation. Séquence 2 – SN02 63 © Cned - Académie en ligne 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, cristallisent lentement en profondeur dans des sortes de bulles appelées plutons. Dans les zones de subduction, le magmatisme est à l’origine de la formation 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 magmatisme : 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 plongeante. 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. 64 © Cned - Académie en ligne Séquence 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 andésitique 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 Zone de divergence Zone de convergence Dorsale Zone de subduction Volcans Fosse croûte océanique manteau lithosphérique SV SV SB PLAQUE PLONGEANTE asthénosphère E croûte continentale PLAQUE CHEVAUCHANTE manteau H2O Métagabbro Feldspath plagioclases Pyroxène Conditions de métamorphisme H2O Feldspath plagioclases Pyroxène Amphibole (hornblende) H2O Métamorphisme de la dorsale à la zone de subduction - hydratation - diminution de la température Métagabbro (Faciès schiste vert) 50 100 fusion partielle Gabbro 0 Profondeur (km) G MG Métagabbro (Faciès éclogite) Métagabbro (Faciès schiste bleu) Feldspath Feldspath plagioclases plagioclases Amphibole Amphibole (actinote) H2O (glaucophane) H2O Chlorite Jadéite Grenat Métamorphisme dans une zone de subduction BT-HP - déshydratation - augmentation de la température Séquence 2 – SN02 65 © Cned - Académie en ligne Synthèse Si les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques et les failles transformantes une situation de coulissage, les zones de subduction 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 géologiques 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 océanique 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 subduction, 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 sismiques matérialise le plan de subduction), les zones de subduction présentent également des transformations minéralogiques de la lithosphère océanique plongeante et un magmatisme andésitique à l’origine des volcans qui les caractérisent. 66 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Un métamorphisme Haute PressionBasse Température Les minéraux des métabasaltes et des métagabbros (faciès « schistes verts ») de la croûte océanique se transforment en de nouvelles associations minéralogiques lors de réactions chimiques qui se déroulent à l’état solide. Il en résulte la formation de nouvelles roches caractéristiques 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 magmatique qui aboutit à une production de croûte continentale. La collision La convergence des plaques se maintenant, une subduction continentale 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. Séquence 2 – SN02 67 © Cned - Académie en ligne De la lithosphère continentale continuant de subduire, la partie supérieure de la croûte s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. La convergence entre les plaques lithosphériques 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’affrontement 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 fonctionnement 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 sédimentaires), 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 scénario possible. L’évolution de la lithosphère océanique à l’origine de sa subduction dans l’asthénosphère et de l’entretien de celle-ci Zone de divergence Zone de convergence Dorsale Zone de subduction Augmentation de l'âge Volcans Augmentation de la profondeur du plancher océanique G MG a manteau lithosphérique asthénosphère Doc 29, 30 SV b © Cned - Académie en ligne 50 SB E manteau 100 Refroidissement Métamorphisme HP-BT des roches de la lithosphère océanique Épaississement Augmentation de l'épaisseur du manteau lithosphérique (a, b) Transformation minéralogique SV ➝ SB ➝ E Augmentation de la densité Augmentation de la densité dSV < dSB < dE La lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère SUBDUCTION quand l'équilibre est rompu 68 SV 0 Séquence 2 – SN02 ENTRETIENT de la subduction et MOTEUR du déplacement des plaques G Doc 32, 33 Gabbro MG Métagabbro SV Métagabbro (faciès schiste vert) SB Métagabbro (faciès schiste bleu) E Profondeur (km) croûte continentale Fosse croûte océanique Métagabbro (faciès schiste éclogite) 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 Dorsale H2O H2O G SV Couplage H2O SB E Métamorphisme hydrothermal de la lithosphère océanique - diminution de la température - hydratation Métamorphisme HP-BT de la lithosphère océanique - augmentation de pression - déshydratation De la dorsale à la zone de subduction Dans la zone de subduction Les marqueurs témoins de l’histoire d’une chaîne de montagnes Marqueurs de l'expansion océanique Sédiments océaniques : radiolarites Ophiolites : lithosphère océanique ayant subi un métamorphisme hydrothermal Basaltes en coussins, gabbros, et péridotites serpentinisées Profondeur (km) Marges passives : failles normales et blocs basculés Marqueurs de la subduction océanique Ophiolites : lithosphère océanique ayant subi un métamorphisme HP-BT - métamorphisme à glaucophane (SB) - métagabbros à grenat et jadéite (E) Marqueurs de la subduction continentale Roches de la croûte continentale ayant subi un métamorphisme UHP : coésite 10 0 10 20 30 40 50 60 Charriage Pli Chevauchement profond Relief ++ Racine crustale Èpaississement crustal Marqueurs de la collision Chevauchement Séquence 2 – SN02 69 © Cned - Académie en ligne Schéma bilan des séquences 1 et 2 Remarque G1 à G4 indiquent les différentes positions d’un gabbro et 1 à 4 les différentes positions d’un granite. L G1 Dorsale Marge passive OUVERTURE D'UN OCÉAN Fosse Marge active : Cordilière Prisme Magmatisme d'accrétion SUBDUCTION OCÉANIQUE G2 γ1 SUBDUCTION CONTINENTALE (début) G3 γ2 SUBDUCTION CONTINENTALE 70 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 G4 G4 Granite d'anatexie COLLISION Racine γ3 γ4 Érosion Érosion ÉROSION ET RÉAJUSTEMENT ISOSTATIQUE Remontée de la racine par poussée d'Archimède γ4 RETOUR À L'ÉPAISSEUR NORMALE DE LA LITHOSPHÈRE Bassins sédimentaires Asthénosphère Ophiolites (gabbro...) Croûte continentale (granites...) Manteau lithosphérique Roche à coésite (coésite est un minéral indicateur d’une ultrahaute pression) Le trajet P-T temps d’un gabbro 0 0 G4 200 400 rme the Géo 25 G2 n" oye "m 50 2 Pression (GPa) 800 Géo the rme 0.5 1 600 1000 1200 Température (°C) G1 "co llis ion " G3 Profondeur (km) Séquence 2 – SN02 71 © Cned - Académie en ligne Exercices Les exercices 1, 2, 3 et 4 sont des QCM sans support ou avec un support documentaire. Exercice 1 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 subduction. 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 glaucophane. 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 Pression et Haute Température. 72 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 b) des minéraux caractéristiques d’un métamorphisme hydrothermal. c) des minéraux caractéristiques d’un métamorphisme de Haute Pression et Basse Température. Exercice 2 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. Document 1 Le diagramme Pression-Température présenté indique les conditions de la fusion des péridotites dans une zone de subduction. 500 1000 Température (°C) 1500 2000 2500 2.5 80 Texture solide Texture pâteuse Texture liquide 5 160 240 3000 0 Solidus des péridotites hydratées Solidus des péridotites sèches Pression (Gpa) Profondeur (km) 0 0 Liquidus 7.5 Géotherme de la plaque chevauchante a) Entre 100 et 150 km de profondeur environ, dans une zone de subduction, la péridotite sèche peut fondre car la pression augmente. b) Entre 100 et 150 km de profondeur environ, dans une zone de subduction, 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 sédiments 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 subduction. Exercice 3 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. Séquence 2 – SN02 73 © Cned - Académie en ligne 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 chevauchante 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 plongement 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. Exercice 4 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 océanique. 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. Document 2 Schéma d’une lame mince d’un métagabbro des Alpes réalisé d’après une observation au microscope. Feldspath plagioclase On considère que, dans ce métagabbro, la glaucophane observable s’est formée avant la chlorite. Document 3 0 200 25 F Séquence 2 – SN02 800 B Profondeur (km) 1000 1200 A E 50 2 Pression (GPa) 600 D es lisé réa non ture ons a na diti ns l con da 1 400 C 0,5 © Cned - Académie en ligne Chlorite Trajet thermodynamique d’un gabbro de croûte océanique et champ de stabilité de quelques minéraux du métamorphisme 0 74 Glaucophane G Température (°C) Domaine de fusion paritelle Les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de stabilité des associations minérales. A = Plagioclase + pyroxène B = Plagioclase + hornblende C = Plagioclase + chlorite + actinote D = Glaucophane + plagioclase E = Glaucophane + jadéite F = Glaucophane + grenat + jadéite G = Grenat + jadéite 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 subduction. 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. Exercice 5 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. Question Document 4 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 eurasiatique. Carte géologique simplifiée de l’Himalaya + + ++ ++ + ++ + Sédiments marins Plaque eurasiatique + + Ophiolites + ++ ++ Dehli Plaque indienne ++ Annapurna Sédiments du prisme d'accrétion A ++ + + + ++ + + Everest + + Granite de + + + subduction Chevauchements Katmandou B 500 km Séquence 2 – SN02 75 © Cned - Académie en ligne Document 5 Coupe synthétique simplifiée de l’Himalaya sur la transversale BA MFT MBT MCT Suture de Tsangpo B A 0 250 Sédiments marins plissés 500 km Base de la croûte continentale non déformée de la plaque indienne Croûte continentale déformée et métamorphisée Manteau lithosphérique Ophiolites Pluton de roche granitique MFT = (Main Frontal Thrust) Grand chevauchement Frontal. MBT = (Main Boundary Thrust) chevauchement Bordier. MCT = (Main Central Thrust) Grand chevauchement Central. Documents 6 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. 0 0 200 400 C 0,5 25 E F Exercice 6 Profondeur (km) 1000 1200 A D 50 2 Pression (GPa) 800 B es lisé réa non ture ons a na diti ns l con da 1 600 G Température (°C) Domaine de fusion paritelle Les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de stabilité des associations minérales. A = Plagioclase + pyroxène B = Plagioclase + hornblende C = Plagioclase + chlorite + actinote D = Glaucophane + plagioclase E = Glaucophane + jadéite F = Glaucophane + grenat + jadéite G = 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. 76 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Question 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. Aide 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. Document 7 Coupe schématique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie Bassin de Calédonie Unité de Poya Unité de Koumac/Diahot Unité de Poubo Bassin des Loyautés Est Ouest 5 km 2.5 km Nappe ophiolitique Unité de Koumac/Diahot : sédiments présentant du glaucophane Unité de Poya : basaltes avec quelques rares gabbros Unité de Pouebo : basaltes et roches d'origine sédimentaires présentant du grenat et de la jadéite Failles inverses Les ophiolites ont recouvert les unités de Koumac/Diahot et de Pouebo ; celles-ci n’apparaissent plus à cause de l’érosion. Document 8a Coupe verticale schématique d’une lithosphère océanique de référence Eau Sédiments Basalte en coussins 0 Gabbro 5 km Croûte océanique Basalte en filons Moho Péridotite Séquence 2 – SN02 77 © Cned - Académie en ligne Document 8b Coupe verticale schématique de la nappe ophiolithique de Nouvelle-Calédonie Sédimentation océanique Basaltes en coussins Complexe Filomen Gabbros Péridotites Document 9 Diagramme pression / température simplifié montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques 0 0 200 400 C 0,5 25 E F 78 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – SN02 Profondeur (km) 1000 1200 A D 50 2 Pression (GPa) 800 B es lisé réa non ture ons a na diti ns l con da 1 600 G Température (°C) Domaine de fusion paritelle Les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de stabilité des associations minérales. A = Plagioclase + pyroxène B = Plagioclase + hornblende C = Plagioclase + chlorite + actinote D = Glaucophane + plagioclase E = Glaucophane + jadéite F = Glaucophane + grenat + jadéite G = Grenat + jadéite Document de référence Modèle possible de l’évolution géodynamique de la partie nord de la Nouvelle-Calédonie OUEST EST Croûte continentale Croûte océanique Manteau lithosphérique CRÉTACÉ SUPÉRIEUR (- 87 Ma) A B C OUEST EST A : future unité de Poya B : future unité de Diahot C : future unité de Pouebo (prisme d'accrétion) PALÉOCÈNE MOYEN (- 50 Ma) Subduction A B C OUEST EST ÉOCÈNE MOYEN SUPÉRIEUR (- 40 Ma) A B C OUEST EST ÉOCÈNE SUPÉRIEUR (- 35 Ma) Blocage de la subduction A B C OUEST EST ÉOCÈNE SUPÉRIEUR (- 32 Ma) remontée des unités A B C OUEST EST ÉOCÈNE TERMINAL OLIGOCÈNE (- 30 Ma) Séquence 2 – SN02 79 © Cned - Académie en ligne G lossaire Glossaire des séquences 1 et 2 Actinote Minéral verdâtre. Amphibole calcique ferromagnésienne. Domaine des schistes verts (Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2). Anticlinal Pli présentant une convexité vers le haut et dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes. Asthénosphère 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. Basalte 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. Chlorite 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). Conduction thermique Transport de chaleur d’une zone chaude vers une zone froide par diffusion, sans transport de matière, au sein d’un milieu. Convection thermique 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. Convergence Affrontement de deux plaques lithosphériques dans les zones de subduction ou dans les zones de collision. 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). Croûte Partie superficielle 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 80 © Cned - Académie en ligne Séquence 2 – 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. Diaclase 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. Discontinuité 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. Flux géothermique Quantité de chaleur qui traverse l’unité de surface du sol par unité de temps. GPS (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. Divergence 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. Dorsale 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. Faille normale 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. Faille inversse 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. Foliation Fusion partielle 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 Glossaire – SN02 81 © Cned - Académie en ligne Gabbro Gradient géothermique Granite 82 © Cned - Académie en ligne 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. Grenat 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) Glaucophane 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. Gneiss 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 fins niveaux plus sombres. Isostasie Équilibrage en altitude des masses en fonction de leur répartition et de leur densité. Hornblende 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) Jadéite Minéral de couleur verte. Caractérise le métamorphisme de haute pression (domaines des schistes bleus et des éclogites) (Na(Al,Fe)Si2O6) Lithosphère 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. Lithosphère océanique 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 Glossaire – 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. Lithosphère continentale 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. Manteau 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 %. Marge passive 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. Minéraux Substance chimique naturelle (ce qui exclut les matériaux synthétisés), solide (ce qui exclut les liquides et les gaz), de composition chimique bien définie 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... Noyau 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. Ondes sismiques 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. Péridotite Roche entièrement cristallisée, vert-noirâtre, riche en olivine et pyroxène, constituant l’essentiel du manteau supérieur.((Mg,Fe)2SiO4) Radiochronologie Méthode de datation absolue utilisant la variation régulière au cours du temps de la proportion de radioisotopes dans certains corps (roche, os…). Radioisotope 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. Rift Fossé d’effondrement, bordé de failles plus ou moins verticales (failles normales), caractérisé par une activité volcanique et sismique. Il peut Glossaire – SN02 83 © Cned - Académie en ligne 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. Roches Assemblage de minéraux. Il existe trois grands types de roches, les roches sédimentaires, les roches magmatiques et les roches métamorphiques : t-FTSPDIFTT±EJNFOUBJSFT se présentent le plus souvent en strates (couches) superposées sur le terrain. Elles sont issues de la sédimentation de particules d’origine détritique (argiles, sable...), chimique (sel) ou biologique (débris de coquilles et coquilles). t-FTSPDIFTNBHNBUJRVFTdérivent 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...). t-FTSPDIFTN±UBNPSQIJRVFT(gneiss...) proviennent de la transformation d’autres roches. Serpentine Minéral fréquent dans les roches telles que les péridotites ayant subi un métamorphisme hydrothermal. (Mg,Fe)3Si2O5(OH)4). Serpentinite Roche compacte, vert sombre à vert clair provenant de roches basiques (péridotite, gabbros) ayant subi un métamorphisme hydrothermal. Contient de la serpentine. Schistosité Structure présentée par les roches dont les minéraux sont aplatis selon des plans parallèles. Subduction 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). Subsidence Enfoncement progressif, plus ou moins régulier, d’une région de l’écorce terrestre. On définit 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. Structure 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 qualifiant 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. 84 © Cned - Académie en ligne Glossaire – SN02 Synclinal Pli dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus jeunes. Tectonique des places 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. Tomographie sismique 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 modifications locales des roches. Les anomalies positives correspondent à des zones plus froides et les anomalies négatives à des zones plus chaudes. Glossaire – SN02 85 © Cned - Académie en ligne A nnexes 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. 86 © Cned - Académie en ligne Quartz Couleur Gris clair Feldspaths Biotite Olivine Pyroxène Amphibole Gris, blanc ou rose Noir Vert Très foncé Très foncé Opacité Translucide, « à éclat gras » Opaque Opaque Translucide Opaque Opaque Dureté Très dur Très dur Se débite en feuillets Très dur Très dur Très dur Granite Basalte Gabbro Péridotite Annexes – 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 polarisée 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). Remarque Ces critères ne sont pas à apprendre. Un conseil : consulter http://www.discip.crdp.ac-caen.fr/svt/cgaulsvt/ travaux/Micropol/index.html pour avoir des aperçus de différents minéraux observés au microscope polarisant. Annexes – SN02 87 © Cned - Académie en ligne Teinte de polarisation Oeil nu nvo LPA Forme Clivages Quartz Blanc Blanc Indéfinie Non Feldspaths plagioclases Gris, blanc, noir Blanc Grands, allongés Parallèles « zébrés » Feldspaths plagioclases Gris, blanc, noir Blanc Grands, allongés Macle double Biotite Rouge, orange, bleu Marron Courts, rayés Parallèles Olivine Rouge, vert, jaune Clair Indéfinie Nombreux, craquelés Pyroxène Marron, bleu Marron Hexagonale Perpendiculaires Amphibole Marron, bleu Marron Hexagonale À 120° 88 © Cned - Académie en ligne Annexes – SN02 Photo en LPA Annexe 2 : utilisation de Tectoglob Carte et ascenseurs La fenêtre Carte est entourée de zones de défilement (ascenseurs) permettant 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’affiche 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 choisissant 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 ». Annexes – SN02 89 © Cned - Académie en ligne Affichage d’une coupe Sélectionner le menu « Affichage/fenêtre coupe » : 1 à 4 coupes affichées 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 sismique 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 du menu permet d’écrire un titre et des légendes sur La commande 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 changer les couleurs utilisées (choix). 90 © Cned - Académie en ligne Annexes – SN02 Annexe 3 Échelle des temps géologiques Annexes – SN02 91 © Cned - Académie en ligne Échelle des temps géologiques (suite) 92 © Cned - Académie en ligne Annexes – 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. ) : passe en mode plein écran ; retour à l’écran Plein écran (ou normal par la même opération. Grille : affiche ou enlève le tracé des méridiens et parallèles. Planisphère : affiche le planisphère permettant de repérer l’endroit où l’on se trouve. Légende (échelle) : affiche l’échelle en bas de la fenêtre d’affichage. Taille de la vue / Sortie impression : permet d’adapter la surface d’impression. ) : permet d’afficher des images satelliImages historiques (ou tales ou photographies aériennes de différentes époques. Surface de l’eau : à décocher pour faciliter l’étude des fonds marins. Repère Polygone Visite , Trajet , , Modèle 3D, , 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). ) : permet de réaliser Règle / Ligne ou Trajet (ou une mesure (décocher navigation à la souris et mesurer la distance entre deux points cliqués). Annexes – SN02 93 © Cned - Académie en ligne Menu Recherche Aller à : on peut entrer un nom de lieu ou des coordonnées géographiques sous la forme suivante : N45° 10’, E12° 45’ (le W remplace O pour l’ouest). Itinéraire : permet de réaliser un itinéraire empruntant les axes routiers. 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 décochant 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. 94 © Cned - Académie en ligne Annexes – 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’observation (dans ce cas, l’observateur est un point fixe). et le diriger vers la flèche pour avancer. Reculer Utiliser le joystick en dirigeant le joystick la flèche . En le déplaçant vers les flèches latérales 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. apparaît en bas de la fenêtre N.B. : la géolocalisation du pointeur d’affichage (latitude, longitude, élévation positive ou négative). Menu Données géographiques Ce menu permet d’afficher (ou d’enlever) les routes, les limites territoriales, les noms géographiques, les bâtiments en 3D, la météo, les volcans, les séismes… et de nombreuses autres données. Q Annexes – SN02 95 © Cned - Académie en ligne