Séquence 2
Le domaine continental et sa
dynamique : zones de subduction, contexte de formation des chaînes de montagnes et de production de nouveaux matériaux crustaux
À l’échelle de la lithosphère, les zones de subduction sont des zones de convergence dont l’étude permettra de comprendre une situation privilégiée de rac- courcissement et d’empilement et donc de formation de chaînes de montagnes. Ces zones de sub- duction sont également le siège d’une importante activité mag- matique qui aboutit à une pro- duction de croûte continentale.
Cette séquence permettra de compléter la compréhension de la dynamique de la lithosphère continentale.
Objectifs
Sommaire
Chapitre 1. Prérequis
Chapitre 2. La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes
Chapitre 3. Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux
Synthèse Exercices Glossaire Annexes
Chapitre
1 Prérequis
Exercice 1
Exercice 1 Lithosphère continentale et lithosphère océanique Exercice 2
Exercice 2 Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS
Exercice 3
Exercice 3 Le modèle de la tectonique des plaques Exercice 4
Exercice 4 L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques
Exercice 5
Exercice 5 La création de lithosphère océanique au niveau des zones de dorsales
Exercice 6
Exercice 6 Quelques marqueurs des zones de subduction Exercice 7
Exercice 7 Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction
Exercice 8
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
1. Lithosphère continentale
2. Lithosphère océanique
a) est constituée d’une croûte et de la partie supérieure du manteau supérieur séparées par le Moho.
b) présente une croûte homogène verticalement et horizontalement.
c) présente une croûte hétérogène verticalement et horizontalement.
d) est caractérisée par la présence de basaltes, de gabbros et de péri- dotites.
e) est caractérisée par la présence de granites, de gneiss et de péridotites.
f) a une limite inférieure dont la température est voisine de 1300 °C.
g) se forme au niveau des dorsales océaniques par accrétion.
h) présente une croûte caractérisée par les éléments chimiques Si, O, Mg, Fe, Ca.
i) présente une croûte caractérisée par les éléments chimiques Si, O, Al, Na, K.
QCM
Pour chaque ensemble d’affirmations, relever celles qui sont correctes et celles qui ne le sont pas. Proposer dans ce cas une réponse correcte.
Exercice 1
1. L’expansion des fonds océaniques
a) Plus on s’éloigne de la dorsale, plus les basaltes du plancher océa- nique sont anciens.
b) Au niveau d’une dorsale, qui est une véritable chaîne sous-marine de montagnes, la lithosphère océanique est particulièrement épaisse.
c) Une dorsale océanique est une zone d’accrétion, c’est-à-dire une zone de création de lithosphère.
d) Les sédiments les plus anciens recueillis au fond des océans sont situés au niveau des dorsales.
2. Les fonds océaniques :
a) sont constitués dans leur plus grande partie de basaltes.
b) commencent toujours à la limite des terres émergées.
c) ont une composition minéralogique caractérisée par la présence de quartz.
d) ont une composition chimique caractérisée par les éléments Si, O, Mg, Fe et Ca.
e) ont une composition minéralogique caractérisée par la présence de pyroxène et de feldspath plagioclase.
Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS
L’utilisation des techniques de positionnement par satellite (GPS) per- met d’observer directement les mouvements des plaques et de mesurer leurs vitesses.
Modèle présentant les mouvements relatifs des principales plaques lithosphériques
Le document de référence suivant permettra de localiser les différentes zones étudiées au cours de la séquence 6.
7.2 10.9
9.2 9.2
3.1 4.4
12.2 10.6
9.4
8.3 7.4 6.2
9
1.9
2.5 4.1 0.7
5.8
2 8.5
17.1 16.6
15.1
9.9
6.7
3.3
9.1 8.2 5.4 6.7
6.3 6.9
5.4 5.7
5.7 10.3
2
1.8 2.1 2.3 2.5 2.5
2.7 3.7
3.9 3.9
3.5
1.7
1.6 1.6 1.6
1.5 2.5
3.7 5.1
6.7 7.2
7.5 1.6
Fosse des Marianes
Fosse de Tonga Fosse du
Japon Fosse des
Kouriles
Fosse des Aléoutiennes
Plaque du Pacifique
Plaque de l'Amérique du
Nord
Co Ca Fosse du
Pérou Fosse du
Chili Plaque de Nazca
Plaque de l'Amérique du
Sud Fosse de
Kermadec
Plaque de l'Antartique
Plaque de l'Afrique
Plaque de l'Eurasie
Plaque de l'Australie
Mouvements relatifs de convergence Mouvements relatifs de divergence Ca Plaque des caraïbes
Co Plaque des cocos
Exercice 2
Document 1
Télécharger le logiciel Tectoglob à l’adresse suivante : http://pedagogie.
ac-amiens.fr/svt/info/logiciels/Tectoglob/index.html
Si le lien ne fonctionne pas, taper « logiciel Tectoglob » sur le moteur de recherche.
Montrer, en utilisant le logiciel Tectoglob, que :
les plaques pacifique et Nazca divergent ;
les plaques Nazca et sud-américaine convergent.
Les documents obtenus doivent être présentés de façon claire dans le raisonnement effectué.
Utiliser le document annexe « Utilisation de Tectoglob ».
Centrer le planisphère sur la zone concernée et délimiter la zone qui per- met de répondre à la question posée.
Afficher les points GPS (choisir une couleur qui sera lisible).
Ne pas oublier de compléter le (ou les) document(s) produit(s) avec des légendes (localisations géographiques, repères d’altitude, noms des plaques, zone de dorsale, de subduction…).
Aide
Le modèle de la tectonique des plaques
Au cours de l’établissement du modèle de la tectonique des plaques, des scientifiques ont montré que les mouvements divergents (dorsales), décrochants (failles transformantes) et convergents (zones de subduc- tion) des plaques sont cohérents avec ce modèle géométrique.
Le modèle de la tectonique des plaques
La tectonique est cette partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformations des ensembles rocheux, plus spécifiquement, dans ce cas-ci, les déformations, à grande échelle, de la lithosphère terrestre. Une plaque est un volume rigide, peu épais par rapport à sa surface. La tectonique des plaques est une théorie scientifique plané- taire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la Terre et que ces déformations se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l’asthénosphère (manteau supérieur).
Les différentes plaques lithosphériques d’épaisseur variable sont :
constituées de matériaux rigides ;
limitées par des frontières présentant une activité sismique due aux mouvements relatifs entre les plaques :
– frontières en divergence à activité sismique superficielle : les dor- sales océaniques sont des reliefs symétriques dont la crête axiale est Question
Exercice 3
Document 2
en général située à 2500 m sous le niveau de la mer. Leurs flancs des- cendent en pente douce de part et d’autre de cette crête jusqu’aux plaines abyssales (dorsale médio-atlantique, pacifique...),
– frontières en convergence à activité sismique superficielle, moyenne et profonde :
• zones de subduction caractérisées par la présence d’une fosse océanique (jusqu’à – 11 000 m). Au-delà, la fosse est bordée de reliefs plus ou moins marqués : chaînes de montagnes avec des volcans (Chili…), ou chapelet d’îles volcaniques formant un arc (Japon...),
• zone de collision caractérisées par la présence de chaînes de montagnes élevées (Alpes, Himalaya),
– frontières en coulissage à activité sismique importante (plaques rigides se déplaçant sur une surface sphérique) : les failles trans- formantes segmentent les dorsales en tronçons ; elles relient aussi deux frontières divergentes : faille de San Andreas entre la dorsale de Juan de Fuca et la dorsale est-pacifique ;
peu déformables autrement : il n’y a pas ou peu de séismes intra- plaques.
À l’aide des données fournies dans le texte, annoter de la façon la plus complète possible le document fourni.
A B
C
E D
L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques
Le modèle de la tectonique globale (ou tectonique des plaques) prévoit que la croûte océanique est d’autant plus vieille qu’on s’éloigne de la dorsale.
Mettre en relation les informations fournies par les deux documents pour justifier, à l’aide de connaissances acquises en 1re S, la reconstitution proposée de la position des continents il y a 148 Ma.
Question
Le schéma doit comporter un titre et des légendes présentées de façon claire.
Si un code (couleurs, figurés, flèches) est utilisé, sa signification doit être fournie.
L’ensemble doit être facilement mémorisable c’est-à-dire facile à lire.
Aide
Document 3
Exercice 4
Question
Les anomalies magnétiques de l’océan Atlantique central actuellement
Dorsale Anomalie magnétique
Plateau continental
Numéro de l'anomalie Âge de la roche
13 24
13 13
24 24
13
33
13 24 33
33 24 13 24
33
34 34
33 24 13 13 24 33 34
33 13 24
13 24 33 34 M22 M0
M22
37 Ma 53 Ma 76 Ma 85 Ma 110 Ma 148 Ma
37 Ma 53 Ma
Une reconstitution de la position des continents il y a –148 Ma
Amérique du nord
Europe Péninsule
ibérique
Il est possible d’exploiter des documents en procédant de la façon suivante :
Rédiger une introduction simple afin de présenter ce que l’on cherche.
Construire un tableau d’analyse du type suivant pour chaque document : Conditions de l’observation,
de l’expérience = ce que les chercheurs ont fait.
Les résultats observés Les déductions
Rédiger une conclusion répondant au problème posé en utilisant les déduction effectuées, associées à des connaissances.
Aide Document 5
Document 6
Ne pas oublier de faire référence aux documents dans le texte explicatif.
Quand cela est possible, terminer la conclusion par un schéma bilan dans lequel il sera égale- ment fait référence aux documents qui ont permis de l’élaborer.
Cette aide méthodologique ne sera pas rappelée par la suite mais peut être utilisée pour les exercices du même type.
La création de la lithosphère océanique au niveau des zones de dorsale La divergence des plaques de part et d’autre de la dorsale permet la mise en place d’une nouvelle lithosphère océanique à partir de matériaux d’origine mantellique.
Modèle de fonctionnement d’une dorsale telle que la dorsale est-pacifique
5 6 7 8
4
9
2 1 13
14
10 3 11
12
isotherme 1100C
isotherme 1300C profondeur 25 km profondeur 75 km
Roches constitutives de la lithosphère océanique
Des schémas ont été réalisés à partir de l’observation au microscope de trois lames minces de roches constitutives de la lithosphère océanique.
Roche A Roche B Roche C
Schéma
Fp
Py 0.3 mm
Py Py
Py Py Py
Fp
0.3 mm
Py Py
O
O O
O
0.3 mm
Minéraux Pyroxène
Feldspaths plagioclases
Pyroxène
Feldspaths plagioclases
Pyroxène Olivine (péridot) Exercice 5
Document 7
Document 8
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 tem- pératures et des pressions variables. On détermine ainsi les conditions de fusion d’une péridotite.
Les conditions de pression et de température permettant la fusion partielle des péridotites mantelliques
Géotherme de dorsale
Solidus de la péridotite
Zone de fusion partielle Liquidus de la
péridotite 500
0 1000 1500 2000 2500 3000
240 160 80 0
7.5 5 2.5 0 Température (°C)
Profondeur (km) Pression (Gpa)
LIQUIDE
SOLIDE LIQUIDE
+ SOLIDE
Le géotherme indique la température estimée en fonction de la profondeur.
La courbe du solidus sépare le domaine où la péridotite est entièrement solide du domaine où elle est partiellement fondue.
La courbe du liquidus sépare le domaine de fusion partielle du domaine où la péridotite est entièrement fondue.
Dans la zone comprise entre le solidus et le liquidus, la composition du liquide magmatique obtenu dépend du taux de fusion partielle des péri- dotites.
Solidus Liquidus
0 % de fusion 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 Document 9
Document 9a
Document 9b
Questions
Moho (discontinuité de Mohorovicic) Lithosphère océanique
Asthénosphère
Péridotites asthénosphériques Chambre magmatique
Montée par convection de l’asthénosphère
Magma à composition basaltique avec des cristaux en formation Basaltes en filons
Manteau lithosphérique : péridotites résiduelles
Identifier les roches A, B et C (document 8) et préciser quelles sont celles issues de la cristallisation d’un même magma. Comment expli- quer (la), les différence(s) observée(s) ?
Il est possible, lors des observations effectuées grâce au « microscope polarisant virtuel », d’effectuer des captures d’images afin de les mettre en relation avec les différents schémas fournis. Le même type de travail peut être effectué à partir du campus électronique.
Aide
Utiliser un de ces deux supports pour construire un tableau du type suivant : Roche A
Roche A Roche BRoche B Roche CRoche C Image d’après une observation
en lumière polarisée et non analysée Structure de la roche
Identification de la roche Conditions de mise en place pour les roches A et B
Ne pas oublier de placer des légendes au niveau des images capturées.
Exploiter le document 9 afin de donner l’état des péridotites asthéno- sphériques pour :
une profondeur de 200 km et une température de 1 400 °C,
une profondeur de 200 km et une température de 2 000 °C,
une profondeur de 100 km et une température de 1 400 °C,
une profondeur de 50 km et une température de 1 400 °C.
Préciser quelles sont les conditions de température et de pression permettant la fusion partielle des péridotites asthénosphériques à l’aplomb des dorsales. La réponse doit être justifiée.
La fusion partielle des péridotites est permise par :
a) une augmentation de pression et une augmentation de température.
b) une diminution de pression et une diminution de température.
c) une augmentation de pression et une diminution de température.
d) une diminution de pression à température quasiment constante.
e) une diminution de pression et une augmentation de température.
Construire une schéma bilan de style séquence fléchée expliquant comment se forme la lithosphère océanique au niveau des dorsales.
Le schéma doit comporter les données suivantes qui sont ici présentées dans le désordre :
– Péridotite résiduelle (partie non fondue)
– Magma à composition basaltique (partie fondue)
– Remontée de la péridotite solide du manteau asthénosphérique vers la surface
– Mouvement ascendant de convection mantellique
– Fusion partielle de la péridotite du manteau asthénosphérique à l’ori- gine de la naissance du magma
– Baisse de la pression (température constante), le géotherme recoupe le solidus de la péridotite
– Péridotites du manteau lithosphérique – Gabbro
– Filons de microgabbros – Basaltes (pillow-lavas)
– Péridotite du manteau lithosphérique – Croûte océanique
– Lithosphère océanique formée = Expansion océanique
Mettre un cadre autour de chaque donnée et mettre, pour chaque cadre, un fond de couleur qui aide à la mémorisation.
Ne pas oublier de donner un titre à ce schéma.
Aide
Quelques marqueurs des zones de subduction
Les zones de subduction correspondent à des frontières de plaques lithosphériques en convergence.
Elles sont caractérisées par différents marqueurs qu’il est possible de mettre en évidence en utilisant Google Earth.
Recherche de marqueurs des zones de subduction au moyen de Google Earth
Utiliser le document annexe « Utilisation de Google Earth ».
Ouvrir, dans Google Earth, le fichier SUBDUCTION.kmz
Cocher les dossiers « Limites des plaques tectoniques » et « séismes ».
Trois coupes ont été réalisées dans des zones de subduction situées au niveau de l’Amérique du Sud (coupe A), du Nord du Japon (coupe B : Kouriles) et des îles Mariannes (coupe C).
Exercice 6
Document 10
Cocher et ouvrir le dossier « Coupes A – B – C ».
Double cliquer ensuite sur les coupes pour effectuer le travail demandé.
Mettre en évidence, au moyen de Google Earth, les marqueurs mor- phologiques, sismiques et magmatiques caractérisant les zones de subduction, en étudiant trois zones situées au niveau de l’Amérique du Sud, du Nord du Japon (Kouriles) et des îles Mariannes.
Pour cela :
a) Mise en évidence des marqueurs morphologiques
Utiliser les potentialités de Google Earth afin de repérer la fosse océa- nique, les volcans inclus dans une chaîne de montagnes ou dans un arc insulaire.
b) Mise en évidence des marqueurs 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).
Coupe C Mariannes Coupe C Mariannes Distance entre la fosse
Distance entre la fosse et le séisme (km)
et le séisme (km) Profondeur du foyer (km)Profondeur du foyer (km)
Foyers des séismes superficiels 75 – 26
94 – 57
Foyers des séismes situés à une profondeur moyenne
206 – 151
223 – 192
Foyers des séismes profonds 252 – 501
Construire ensuite un graphique permettant de visualiser l’évolution de la profondeur des foyers sismiques en fonction de la distance à la fosse, c’est-à-dire les plans de subduction. La fosse doit être placée à 0 km et les profondeurs indiquées en – .
c) Mise en évidence des marqueurs volcaniques
Afficher les volcans.
Pour chacune des trois zones, choisir un ou deux volcans dans la zone où ils sont le plus concentrés sur le trajet de la coupe. Mesurer sa distance à la fosse et le (les) symboliser en surface sur le graphique.
Questions
Compléter en conclusion les légendes du schéma suivant dans les espaces réservés à cet effet.
1300°C croûte
océanique manteau lithosphérique
asthénosphère
fusion partielle
PLAQUE PLONGEANTE
PLAQUE CHEVAUCHANTE Zone de convergence Zone de divergence
croûte continentale
manteau Marqueurs morphologiques Marqueurs magmatiques
Marqueurs sismiques Zone de subduction Dorsale
mouvements de plaques
foyers sismiques
magma à composition basaltique
0
50
100
Profondeur (km)
Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction
Au voisinage des fosses océaniques, la distribution spatiale des foyers des séismes en fonction de leur profondeur s’établit selon un plan incliné appelé plan de Benioff-Wadati. Les différences de vitesse des ondes sis- miques qui se propagent le long de ce plan, par rapport à celles qui s’en écartent, permettent de distinguer la lithosphère de l’asthénosphère.
Données sismiques sous l’océan Pacifique et le 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.
Exercice 7
Document 10
Honshu (Japon du NE) Pacifique Mer du Japon
Moho
- 6 % + 6 %
0
Séismes Zone sans données
Modélisation des variations de température en fonction de la profondeur au niveau d’une zone de subduction
La limite inférieure de la lithosphère correspond généralement à l’iso- therme 1 300 °C.
100 200 300 400 500 600 Profondeur (km)
Zone
volcanique Fosse océanique
1400°C 1300°C 1200°C 1000°C 800°C
En quoi la présence de séismes renseigne-t-elle sur les caractéris- tiques de matériau terrestre ?
Montrer que l’interprétation des données sismiques présentées dans le document 10 permet d’établir que la lithosphère s’enfonce dans le manteau asthénosphérique au niveau des fosses dites de subduction.
Tracer le plan de Benioff-Wadati visualisant la lithosphère océanique de la plaque qui subducte au niveau du document 11, puis complé- ter les légendes en indiquant les termes suivants : plan de Benioff- Wadati, plaque lithosphérique chevauchante, plaque lithosphérique subduite (plongeante), lithosphère océanique plus froide et cassante (séismes), asthénosphère plus chaude. Figurer les mouvements par des flèches.
Document 11
Questions
En conclusion indiquer sur quoi repose la distinction entre manteau lithosphérique et asthénosphère.
Indices du raccourcissement et de l’empilement dans une chaîne de montagnes
Au relief positif qu’est la chaîne de montagnes répond, en profondeur, une importante racine crustale.
L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcis- sement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, chevauchements, nappes) et des indices pétrographiques (méta- morphisme, traces de fusion partielle).
Compléter le schéma suivant avec les termes qui figurent en vert dans le texte. Ne pas oublier de mettre un titre à ce document.
100 10 20 30 40 50 Profondeur (km) 60
Exercice 8
Question
Chapitre
2
La convergence lithosphérique : contexte de la formation
des chaînes de montagnes
Pour débuter
Les zones de subduction sont les domaines de la convergence à l’échelle lithosphérique. Dans une zone de subduction, la convergence se traduit par une disparition de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère.
Le modèle de la tectonique globale (des plaques) permet de prédire que la subduction peut aboutir à la convergence de deux lithosphères conti- nentales, situation conduisant à un raccourcissement et à un empile- ment d’écailles lithosphériques à l’origine de la formation d’une chaîne de montagnes.
Le modèle de la tectonique globale : un modèle prédictif
Croûte continentale Croûte océanique Manteau lithosphérique Manteau supérieur
Des observations au niveau des Alpes et de l’Himalaya Carte géologique simplifiée des Alpes
50 km Turin
Nice Grenoble
Briançon Genève
Chenaillet Queyras Viso
Zone des Alpes provenant de la marge continentale européenne
Zone des Alpes provenant de la marge continentale africaine
Zones des Alpes provenant de l'océan alpin
Sédiments Ophiolites
A
Document 1
Document 2 Document 2a
Carte géologique simplifiée de l’Himalaya
Plaque indienne
Plaque eurasiatique
Annapurna
Everest Dehli
Katmandou
500 km A
B
Ophiolites Sédiments marins
Sédiments du prisme d'accrétion Granite de subduction Chevauchements + ++
++ ++ + + + ++ ++
++ ++ + ++ ++ + +++ ++ ++
+ +
Un prisme d’accrétion peut exister au niveau de certaines fosses de subduc- tion où l’accumulation sédimentaire est importante. Il se forme lorsque la lithosphère océanique s’enfonce. Il est constitué d’un empilement d’écailles chevauchantes comprenant des fragments de croûte océanique, des sédi- ments d’origine océanique et/ou continentale (voir document 22a).
Ce document est utilisé dans l’exercice 5 d’où le trait de coupe AB.
Les ophiolites
Les ophiolites sont des fragments, plus ou moins importants et plus ou moins métamorphisés, de la lithosphère océanique portés en altitude au niveau du domaine continental dans un contexte général de conver- gence de plaques lithosphériques.
Elles sont constituées de roches magmatiques (basaltes et gabbros), composantes de la croûte océanique, et de péridotites, constituant du manteau supérieur.
Placer, sur le document 1 :
des flèches figurant la divergence et la convergence des plaques lith osphériques ;
les légendes suivantes : dorsale, zone de subduction, collision ;
la chambre magmatique présente au niveau de la dorsale.
Certaines structures géologiques observées actuellement au niveau des chaînes de montagnes permettent de se poser un certain nombre de questions en relation avec le modèle de la tectonique des plaques.
Exploiter les documents 1, 2 et 3 afin de relever les informations qui sont à l’origine de certaines des questions suivantes :
Quelles informations apportent les études de terrain (affleurements) et de laboratoire (roches et minéraux) sur la genèse d’une chaîne de mon- tagnes dans le cadre de la tectonique des plaques ?
Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, de la présence d’un ancien domaine océanique ?
Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, d’une subduc- tion océanique puis continentale ?
Quels sont les témoins d’une remontée vers la surface au cours de la col- lision de matériaux préalablement enfouis au cours de la subduction ? Document 2b
Remarque Document 3
Questions
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 ?
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 empi- lement ;
des déformations (plis, failles, chevauchements, nappes) ;
des transformations métamorphiques des roches caractéristiques de la croûte continentale mais aussi de la croûte océanique.
Les déformations observables au niveau des deux marges confirment leur affrontement « direct » c’est-à-dire la collision alors que l’analyse de la suture ophiolitique et de certaines structures existant au niveau des marges permet de reconstituer l’ouverture puis la fermeture par subduc- tion de cet océan.
1. De l’ouverture d’un océan à la collision continentale : des témoins des étapes de la genèse d’une chaîne de montagnes
➥ Quels sont les témoins, dans une chaîne de collision, de la présence d’un ancien domaine océanique ?
a) Dans les chaînes de montagnes, des témoins de l’existence d’un ancien océan et de ses marges continentales
1) Des roches témoins d’un océan aujourd’hui disparu : les traces de l’expansion de l’océan
Montrer que les ophiolites du Chenaillet sont des roches vestiges d’une ancienne lithosphère océanique
Le massif du Chenaillet est situé dans les Alpes, à l’est de Briançon (document 2a). Il s’étend sur une surface d’environ 40 km2.
Il s’agit de préciser les caractéristiques des ophiolites et les informa-
B
Activité 1
Carte géologique très simplifiée du Chenaillet
Péridotite
Basalte
Gabbro Grand Charvia
(2648 m) Chenaillet
(2650 m)
France Italie
Coupe géologique schématique des ophiolites du Chenaillet
2600
2400
2200
$OWLWXGH
P Le Chenaillet
500 m
Péridotites métamorphisées Gabbros
Basaltes en coussins
Basaltes en filons Brèches magmatiques
Les basaltes en coussins ont des formes très souvent intactes ; il n’y a pas de déformation notable. La collision alpine ne semble pas avoir fortement marqué les ophiolites du Chenaillet.
L’âge de cette formation est d’environ 150 Ma.
Les gabbros transformés du Chenaillet
Sur le terrain, on peut observer trois types de gabbros :
des gabbros (C1) présentant une composition minéralogique et chimique analogue à celle d’un gabbro se formant au niveau de la dor- sale (document 6b) ;
des gabbros (C2) où les pyroxènes magmatiques bruns sont séparés du feldspath plagioclase par un minéral noir, une amphibole, la horn- blende (document 6a) ; certains gabbros ne sont plus constitués que d’amphiboles et de plagioclases, les pyroxènes ont disparu ;
des gabbros (C3) constitués également de pyroxènes et de hornblende mais aussi d’une autre amphibole vert pâle, l’actinote, et de minéraux franchement verts de chlorite.
Document 4
Document 5
Document 6
Ces métagabbros, malgré leurs légères variations de composition miné- ralogique, ont tous le même âge : – 150 à – 146 Ma.
Schéma d’une lame mince d’un échantillon de gabbro C2 du Chenaillet réalisé d’après une observation au microscope en lumière naturelle
Pyroxène
(Ca,Fe,Mg,Al) (SiAlO3)
Amphibole (hornblende)
(Ca,Na)2 (Mg,Fe)4,Al(Si7Al)O22(OH)2
Feldspath plagioclase (Na,Ca)(Si,Al)3O8
Schéma d’une lame mince d’un échantillon de gabbro prélevé au niveau d’une dorsale (GA, document 7) réalisée d’après une observation au microscope polarisant
Pyroxène
Feldspath plagioclase Feldspath plagioclase
Le magma formé au niveau d’une zone de divergence, en refroidissant lentement, cristallise sous la forme d’un gabbro. Il est essentiellement constitué de deux minéraux : le pyroxène sombre et le feldspath plagio- clase blanc. L’absence d’orientation privilégiée des cristaux est carac- téristique d’une roche magmatique. L’équilibre existe entre les deux minéraux, comme en témoignent les contacts nets entre eux.
Les conditions de température et de circulation d’eau de mer au niveau d’une dorsale et à son voisinage
Au niveau des dorsales, la croûte océanique qui vient de se former est frac- turée. Elle est le siège d’une importante circulation d’eau de mer. Les gab- bros de la croûte sont encore à une température élevée, entre 600 et 900 °C.
Cet hydrothermalisme est à l’origine d’une hydratation des roches et d’un refroidissement de la croûte se traduisant par des transformations minéra- logiques, c’est-à-dire par l’apparition de nouveaux minéraux. Les roches de la lithosphère océanique subissent ainsi un métamorphisme hydrothermal.
Document 6a
Document 6b
Document 7
0
5
10
15
Profondeur (km)
0
0.2
0.4
Pression (GPa) 600° C
800° C
1000° C 1300° C
600° C 800° C 1000°
C
H2O
H2O
H2O
GB GA GB
Basalte Gabbro Manteau
Circulation hydrothermale
Trajet du gabbro Isothermes Fractures Magma
Le tableau indique la composition chimique des minéraux constituant la lithosphère océanique.
Lithosphère océanique fraîche (0,3 % en poids de H2O)
Lithosphère océanique transformée (1 à 3 % en poids de H2O)
Feldspaths plagioclases : (Na, Ca)(Si,Al)3O8 Feldspaths plagioclases : (Na, Ca)(Si,Al)3O8 Pyroxène : (Ca,Fe,Mg)SiO3 Amphibole : (Ca,Na)2 (Mg,Fe)4,Al(Si7Al)O22(OH)2
Chlorite : (Mg,Al,Fe)6(Si,Al)4O10(OH)8 Olivine : (Fe,Mg)2 SiO4 Serpentine : Mg3Si2O5(OH)4
La présence d’eau et la diminution de température due à l’éloignement de l’axe de la dorsale font que les basaltes, les gabbros et les pérido- tites se transforment en métabasaltes, métagabbros et métapéridotites, appelées aussi serpentinites.
Domaines de stabilité des assemblages minéralogiques de gabbros suivant leur localisation par rapport à la dorsale
Au laboratoire, il est possible de soumettre des associations minérales comme celle du gabbro à des conditions de température, de pression et d’hydratation voisines de celles existant, par exemple, près de la dorsale, puis de celles prévalant lorsque la croûte s’éloigne de cette dernière.
En effet, chaque minéral possède un domaine de stabilité : éventail de pressions et de températures à l’intérieur duquel un minéral ou une association minérale est stable correspondant aux conditions de sa for- mation. En dehors de ce domaine, il y a déstabilisation : il y a alors des transformations et /ou des interactions des minéraux entre eux, ce qui aboutit à la formation de nouveaux minéraux plus stables dans les nou- velles conditions. Cette transformation structurale et minéralogique des roches, appelée métamorphisme, implique des réactions chimiques à l’état solide entre les minéraux.
Document 8
Dans un diagramme pression-température visualisant les données expérimentales obtenues, les courbes délimitant les champs de stabi- lité d’associations minérales différentes correspondent chacune à une réaction du métamorphisme.
200
0 400 600 800 1000 1200
30 25 20 15 10 5 0
35
Température (°C)
Profondeur (km)
Plagioclase Hornblende Actinote Chlorite
Plagioclase Amphibole (hornblende)
Eau
Plagioclase Pyroxène
Eau Solidus
du gabbr
o
Conditions non réalisées dans la nature
1 GA
2
0
1 0.5
Pression (GPa)
Les pyroxènes et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre eux en présence d’eau pour donner un nouveau minéral hydraté, l’amphi- bole, selon la réaction 1 :
Feldspath plagioclase + Pyroxène + eau → Hornblende (amphibole) Les amphiboles et les feldspaths plagioclases peuvent réagir entre eux en présence d’eau pour donner une autre amphibole, l’actinote, et de la chlorite selon la réaction 2.
Feldspath plagioclase + Hornblende + eau → Chlorite + Actinote Les transformations sont rarement complètes et il reste des reliques (par exemple des pyroxènes, comme dans le document 6a) plus ou moins importantes des minéraux initiaux.
Utilisation de données d’un logiciel présentant différents aspects de la subduction
Il est possible de télécharger le logiciel Subduction au niveau du site de l’académie de Toulouse :
Les mots-clés pour effectuer la recherche du site de téléchargement sont : subduction + logiciel + Perez + toulouse.
Une fois installé, utiliser les modules suivants en prenant en compte les indications fournies dans le fichier A_LIRE :
le microscope polarisant, afin de comprendre la technique d’obser- vation des lames minces de roches ; suivre les indications s’affichant dans le module ;
les roches et marges actives, afin d’observer une lame mince de méta- gabbro du « faciès Schistes verts » (voir document 16b : les faciès métamorphiques).
Document 9
Ne pas oublier que, pour observer une roche, il faut toujours débuter :
par une observation à l’œil nu de la roche (avec éventuellement une observation à la loupe) afin de repérer certains minéraux et leurs carac- téristiques (forme, brillance, couleur…) ;
par une observation au microscope de la lame mince de cette roche au plus faible grossissement ;
par une observation en « lumière naturelle » (= LPNA : lumière polari- sée non analysée) afin de repérer les caractéristiques des minéraux et de les mettre en relation avec celles déjà mises en évidence à l’œil nu ; l’observation en LPA (lumière polarisée analysée) fournit d’autres ren- seignements qui permettent une identification plus précise des miné- raux qui constituent la roche.
Des roches témoins d’une sédimentation océanique
Des roches sédimentaires rubanées, les radiolarites, de couleur rouge ou verte, sont associées au massif du Chenaillet. Elles sont datées de 160 à 150 Ma.
Les radiolarites sont des roches résultant de l’accumulation de sque- lettes siliceux d’organismes planctoniques marins unicellulaires, les radiolaires, qui se sont déposés au niveau des plaines abyssales.
Un test ou squelette siliceux d’une radiolaire
L’observation microscopique de l’association minérale présente dans une roche permet de connaître les conditions de pression et de tempé- rature subies au cours du temps : exploiter les documents 4, 5, 6, 7 et 8, afin de tracer au niveau du diagramme du document 8, le trajet Pres- sion-Température suivi par un gabbro du Chenaillet au cours du temps.
Relever, dans les documents :
le ou les indices de la présence d’un ancien océan ;
le ou les indices de collision.
Présenter ce travail sous la forme d’un tableau, avec une référence pré- cise aux documents.
Document 10
Questions
La présence d’ophiolites dans les Alpes et l’Himalaya prouve l’existence d’un océan aujourd’hui disparu. Cet océan résultait de la fracturation d’un continent.
➥ Peut-on retrouver, dans une chaîne de collision, les témoins de cette fracturation que sont les marges continentales passives ?
2) Des marges passives fossiles témoins d’une extension continentale : les traces de l’ouverture de l’océan
Les marges passives sont la mémoire d’une fracture continentale par extension. La nature, l’âge et la disposition relative des sédiments qui recouvrent la croûte continentale permettent de reconstituer les pre- miers stades de l’océanisation.
Rechercher les preuves de l’existence d’une marge continentale passive On recherche dans les Alpes des restes de paléomarges qui ont été préservés des effets de la collision.
Coupe schématique de blocs basculés à l’est de Grenoble Le massif du Taillefer a une altitude de 2 857 m.
EORFEDVFXOpGHV
*UDQGHV5RXVVHV EORFEDVFXOpGX
7DLOOHIHU
le Taillefer le Rochail
Agrandissement de la zone encadrée en vert
Failles Failles Socle
(roches magmatiques et métamorphiques) Trias
(dolomies très pauvres en fossiles) Jurassique inférieur et moyen (calcaires et schistes à ammonites, belmnites et crinoïdes)
Jurassique supérieur et crétacé (calcaire et marnes à ammonites)
Dolomies : roches sédimentaires.
Ammonites et Bélemnites : mollusques marins pélagiques (nageant en pleine mer).
Crinoïdes : organismes benthiques (fixés sur les fonds marins).
Calpionelles : organismes unicellulaires marins pélagiques.
Activité 2
Document 11
Les caractéristiques d’une marge passive actuelle : la marge continentale de Galice à l’ouest de l’Espagne
Les marges passives sont des zones de transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique.
Localisation de la marge de Galice
Un isobathe est une ligne reliant les points d’égale profondeur.
200 4000 2000
200
4000 2000
2000
Bretagne
Galice
A B
Isobathes (m)
Trois unités plus ou moins profondes se succèdent en partant du lit- toral : le plateau continental (de 0 à –200 m), prolongement du conti- nent, le talus continental (de –200 à –3 000, –4 000 m) et le glacis (de –3 000 à –5 000 m), surface quasiment plane, où la bordure conti- nentale (lithosphère continentale) se raccorde aux fonds océaniques (lithosphère océanique).
Profil de sismique réflexion au travers de la marge (coupe AB, document 11a)
La sismique réflexion permet de déterminer l’épaisseur des différentes couches de roches, la forme des structures et la position relative des contacts entre des roches de nature différente.
L’échelle verticale ne donne pas une vraie profondeur mais le temps d’aller-retour des ondes.
B A
1
2 1
2 3 3
Secondes temps double
Document 12
Document 12a
Document 12b
Informations fournies par les trois forages effectués (639, 638 et 641) sur la nature et l’âge des roches prélevées au niveau de la marge
Calcaires et argiles du Crétacé supérieur et turbidites (sédiments détritiques) du tertiaire.
Couches pratiquement horizontales.
Calcaires et turbidites du Crétacé inférieur.
Couches disposées en éventail.
Socle granitique.
639 638 641
1 2 3
1 2
3
Un modèle des étapes de la genèse d’un océan
Les marges passives ont enregistré dans la géométrie de leurs dépôts sédimentaires l’histoire précoce de la formation de l’océan.
Dans un premier temps, la croûte continentale est étirée et amincie.
Un rift continental se met en place. Un fossé central d’effondrement, limité par des failles normales, se forme sous l’effet de mouvements de divergence. Dans le fossé s’accumulent des sédiments fluviatiles, lacustres et des dépôts d’évaporites (roches salines).
À un stade plus avancé, de la croûte océanique se forme entre les marges continentales. Une invasion marine submerge ensuite le rift.
Un bassin océanique étroit s’installe.
Enfin, la mer étroite s’élargit en un véritable océan, car le rift conti- nental a été remplacé par un rift océanique qui, en créant de la croûte océanique, éloigne les marges l’une de l’autre (océan Atlantique actuel). Les sédiments détritiques grossiers près des côtes, issus de l’altération et de l’érosion des roches du continent, passent progressi- vement vers le large à des mélanges détritiques et carbonatés plus fins qui se déposent à l’horizontale.
On peut distinguer trois catégories de sédiments :
Les séries sédimentaires solidaires du socle, affectées par les failles normales : elles se sont donc formées antérieurement à la fracture.
Les séries sédimentaires présentant actuellement une disposition en éventail (document 13a) : elles se sont déposées initialement à l’hori- zontale sur un socle instable, en phase de fracturation sous l’effet de l’extension ; elles sont contemporaines de la formation du rift.
Les séries sédimentaires qui reposent en discordance sur les précé- dentes (document 13b), et sont en position de dépôt, à l’horizontale : elles se sont formées lorsque la dorsale océanique a commencé à fonctionner.
Document 12c
Document 13
Le modèle Document 13
Document 13a
Document 13b
Manteau lithosphérique Croûte continentale
Rift
Croûte continentale amincie
Lithosphère
Asthénosphère
Marge continentale
Croûte océanique Lithosphère
0
50
100 Asthénosphère
0 50 100 150 200 km
0
50
100
0 50 100 150 200 km
0
50
100
Exploiter le document 12 à l’aide des données fournies dans le docu- ment 13 afin de dégager les caractéristiques morphologiques, tecto- niques et sédimentaires d’une marge continentale passive actuelle.
Montrer que les structures présentes au niveau du document 11 sont les témoins d’une ancienne marge continentale permettant de dater la période de la fracturation continentale.
Relever dans le document 11 des indices de rac- courcissement montrant que les marges conti- nentales sont déformées au cours de la collision.
On trouve, dans les chaînes de collision, les témoins :
d’un ancien océan disparu, tels des ophiolites constituées de roches caractéristiques de la lithosphère océanique (basaltes en coussins, gab- bros et péridotites) et des sédiments marins ;
des marges passives de cet océan présentant des blocs basculés délimi- tés par des failles normales.
À retenir
La collision est l’aboutissement de la fermeture d’un océan au cours de la convergence de plaques lithosphériques. La lithosphère océanique puis continentale disparaissent tout d’abord par subduction avant que les marges n’entrent en collision directe.
➥ Quels sont les témoins dans une chaîne de montagnes d’une subduc- tion océanique puis continentale ?
b) Dans les chaînes de montagnes, des témoins de l’existence de subductions
1) Les témoins d’une subduction océanique antécollision
Dans les Alpes, et notamment dans le Queyras et le Viso, affleurent aussi des ophiolites, fragments de lithosphère océanique qui ont subi un métamorphisme caractéristique des zones de subduction.
➥ Quelles sont les caractéristiques de ce métamorphisme lié à la subduction et quelles informations apporte-t-il sur l’histoire de la chaîne de montagnes ?
Rechercher, au niveau de massifs ophiolitiques alpins, les indices d’un métamorphisme lié à une subduction océanique ayant précédé la collision
Bien repérer les déformations de la croûte continentale dues à la diver- gence.
Identifier, au niveau du document 12, à quel type de sédiments font réfé- rence les chiffres 2 et 3.
Aide Questions
Activité 3
Les ophiolites du Queyras
Dans la partie est du massif du Queyras, des fragments de lithosphère océanique sont emballés dans des roches sédimentaires métamorphi- sées, appelés schistes lustrés. Ces ophiolites sont constituées essen- tiellement de métabasaltes, mais aussi de métagabbros et de serpen- tinites (métapéridotites).
Sur le terrain, on peut observer des métagabbros (Q1) présentant une auréole de glaucophane (amphibole bleue) autour de rares pyroxènes ; ils sont datés entre – 50 et – 90 Ma (l’âge varie selon l’affleurement considéré).
Schéma d’une lame mince d’un échantillon de métagabbro Q1 du Queyras réalisé d’après une observation au microscope
en lumière naturelle
Pyroxène
(Ca,Fe,Mg,Al) (SiAlO3) Glaucophane (amphibole) Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2
Feldspath plagioclase (Na,Ca)(Si,Al)3O8 Actinote (amphibole) Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2
Le pyroxène magmatique originel est parfois préservé au cœur d’une couronne de glaucophane, amphibole bleutée, le séparant des plagio- clases.
Les ophiolites du mont Viso
Au sud-est du massif du Queyras, quelques kilomètres après la frontière italienne, se dresse le mont Viso (3 841 m d’altitude).
Coupe géologique à travers le massif du Viso Cette coupe géologique permet d’observer :
à l'ouest du mont Viso, les schistes lustrés du Queyras interprétés comme étant des sédiments de prisme d’accrétion (voir documents 2b et 22) ;
au centre de la coupe, des métabasaltes et des métagabbros du faciès éclogite ;
des péridotites serpentinisées (métapéridotites) séparant les dif- férentes unités et matérialisant des zones de failles actives durant l’exhumation c’est-à-dire la remontée en surface de ces fragments de lithosphère océanique.
Document 14
Document 15
Document 15a
Mont VISO 3841 m
Ouest Est
2 km 1 km
0
Schistes
lustrés Métabasalte Métagabbro Métapéridotite
Des métagabbros du mont Viso de type éclogites
Des métagabbros du mont Viso (V1), datés de – 46 à – 50 Ma, renfer- ment des cristaux de pyroxène jadéite de couleur vert jade et de grenat rouge globuleux. Ces roches renferment aussi de l’épidote vert jaune, de la glaucophane bleue et du quartz.
Schéma d’une lame mince d’un échantillon de métagabbro du mont Viso réalisé d’après une observation au microscope en lumière naturelle
Epidote
Ca2FeAl2(Si2O7)(SiO4)(O,OH)2 + quartz Si2O2
Glaucophane (amphibole) Na2(Mg,Fe)3Al2Si8O22(OH)2
Jadéite Na(Al,Fe)Si2O6 Grenat
(Fe,Mg)3Al2Si3O12
Domaines de stabilité déterminés expérimentalement de quelques associations minéralogiques
Diagramme Pression-Température
600 200
0 400 800 1000 1200
0
1
2 0,5
50 25
Température (°C)
Profondeur (km) Pression
(GPa)
Domaine de fusion paritelle 3
1 4
2
condition 5 s non réali
sées da
ns la na
ture
A B
C D
E
F G
Document 15b
Document 16
Document 16a
Quelques réactions de métamorphisme
Les courbes 1, 2, 3, 4 et 5 matérialisent les conditions de pression et de température dans lesquelles certains minéraux d’une roche réagissent entre eux.
Réaction 1 : Plagioclase + Pyroxène + Eau à Amphibole (hornblende).
Réaction 2 : Plagioclase + Amphibole (hornblende) + Eau à Chlorite + Amphibole (actinote).
Réaction 3 : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite à Amphibole (glaucophane) + Eau.
Réaction 4 : Plagioclase à Pyroxène jadéite + Quartz.
Réaction 5 : Plagioclase + Amphibole (glaucophane) à Grenat + Jadéite + Eau.
Par conséquent, les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de stabilité des associations minérales.
A : Plagioclase + Pyroxène
B : Plagioclase + Amphibole (hornblende) C : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite D : Plagioclase + Amphibole (glaucophane) E : Glaucophane + Jadéite
F : Grenat + Jadéite + ou – Glaucophane G : Grenat + Jadéite.
Les faciès métamorphiques
Pour raisonner dans l’espace P-T, Eskola, au début du XXe siècle, a créé des subdivisions : le domaine P-T est découpé en faciès métamorphiques. Un faciès métamorphique est caractérisé par une association de minéraux stables dans les conditions de P et T correspondant au domaine délimité.
Les noms des faciès correspondent aux noms des roches de composition basaltique, métamorphisées dans les intervalles P-T définis pour ces faciès : faciès métamorphique des schistes verts : roche métamorphique
verte, riche en actinote + chlorite + épidote ;
faciès métamorphique des schistes bleus : roche métamorphique sombre, bleutée, car riche en une amphibole sodique bleue, la glaucophane ; faciès métamorphique des éclogites : roche métamorphique conte-
nant du pyroxène jadéite vert jade et du grenat sans feldspath pla- gioclase. Une éclogite peut contenir de la glaucophane.
Document 16b
Document 16c
