Sommaire. Chapitre 1. Prérequis. Chapitre 2. La convergence lithosphérique contexte de la formation des chaînes de montagnes (1)

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
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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
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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
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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
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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
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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
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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 1100ƒC
3
4
10 13
7
8
isotherme 1300ƒC
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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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(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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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© 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
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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
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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
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Gabbro
Gradient
géothermique
Granite
82
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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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
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Annexes – SN02
Annexe 3
Échelle des temps géologiques
Annexes – SN02
91
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Échelle des temps géologiques (suite)
92
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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
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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.
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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
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