Sciences de la vie et de la terre Terminale S Corrigés des exercices

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Sciences de la vie et de la terre

Terminale S Corrigés des exercices

Rédaction : Sylvie Bouton Michel Aguelon Marie-Laure Gueuné Yannick Gaudin

Coordination :

Yannick Gaudin

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©Cned-2012

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Séquence 1

3 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02

Sommaire

Correction des exercices du chapitre 1 Correction des activités du chapitre 2 Correction des exercices du chapitre 2 Correction des activités du chapitre 3 Correction des exercices du chapitre 3 Correction des activités du chapitre 4 Correction des exercices du chapitre 4 Correction du devoir autocorrectif n° 1

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C orrection des exercices du chapitre 1

Des outils pour connaître la structure interne de la Terre

Savoir raisonner et s’informer

Les tremblements de Terre sont à l’origine de la création d’ondes sismiques, enregistrées à l’aide de sismographes. Ces ondes sismiques sont des ondes élastiques. Elles se propagent dans toutes les direc- tions.

Le sismographe doit donc faire des enregistrements dans les trois

plans définissant l’espace : horizontalement N-S, E-O et verticalement.

Sismogramme A enregistré à Hawaï, 6630 Km et B en Australie, 7870 Km.

Exercice 1

54 56 58 00 02 04 06 08 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 52

50 48 46

44 30 32 34 36 38

21 h

Sismogramme B Sismogramme A

P S

L

P S

L

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Distance de la station Vitesse des ondes P

2000Km 6,89 Km.s^-1

Australie (7870Km) 10,93 Km.s^-1 Hawaï (6630Km) 11,05 Km.s^-1

Plus les stations d’enregistrement sont éloignées de l’épicentre, plus la vitesse de l’onde est importante. Il y a une augmentation de la vitesse avec la profondeur. La Terre n’est pas homogène.

La célérité des ondes sismiques à une profondeur donnée dépend de la nature de la roche et des conditions physiques (pression et tempé- rature) qui règnent à ces niveaux.

L’augmentation progressive de la vitesse des ondes P dans le manteau indique une augmentation de densité du matériel à mesure qu’on s’enfonce dans ce manteau.

Principes de propagation des ondes Raisonner

Les ondes qui ont permis le calcul de ces vitesses sont les plus rapides donc ce sont les ondes P

La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau indique que l’on passe d’un solide (manteau inférieur) à un liquide (noyau externe). L’augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une augmentation de densité du matériel à mesure que l’on s’enfonce dans ce manteau. La chute subite de la vitesse des ondes P au contact manteau-noyau est reliée au changement d’état de la matière (de solide à liquide), mais les vitesses relatives continuent d’augmenter, indiquant une augmentation des densités. Plus en détail, au contact lithosphère-asthénosphère, on note une légère chute des vitesses de propagation des ondes P et S correspondant au passage d’un maté- riel solide (lithosphère) à un matériel plastique (asthénosphère).

Exercice 2

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7 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02 Principe de propagation des rais sismiques

Un modèle sismologique de la Terre interne

S’informer, réaliser un graphique et construire un modèle et

Sur les 15 premiers kilomètres de la croûte, la vitesse de propagation des ondes P est de 6 km.s^-1 ce qui correspond à la vitesse de propagation des ondes dans les basaltes et gabbros. Le profil de la faille de Véma nous montre bien la présence de basaltes et gabbros « posés » sur de la péridotite. Or les vitesses de propagations plus profondes sont de 8 km.s^-1, ce qui correspond à la vitesse de propagation des ondes dans de la péridotite hydratée.

Exercice 3

15 5

0 10

0 km

- 6371 km 6000

5000 4000 3000 2000 1000 0

Vitesse des ondes sismiques (km.s^-1)

Profondeur (km)

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Comparaison de la croûte océanique et continentale

Recenser, extraire et organiser des informations

Sur les 15 premiers kilomètres de la croûte, la vitesse de propagation des ondes P est de 6 Km.s^-1 ce qui correspond à la vitesse de propagation des ondes dans les basaltes et gabbros. Puis les vitesses de propagation plus profondes sont de 8 Km.s^-1.ce qui correspond à la vitesse de propagation des ondes dans de la péridotite hydratée.

De 0 à 30 km la vitesse de 5,5 km.s^-1 montre la présence degranites et gneiss. De 30 à 120 Km la vitesse de 8,5Km.s^-1 révèle la présence de péri- dotite hydratée et en dessous le ralentissement de la vitesse indique la présence de péridotite déshydratée.

Voir le schéma bilan.

L’origine de la lithosphère

Recenser, extraire et organiser des informations

500

0 1000 1500 2000

240 160 80 0

7,5 5 2,5 0 Température (°C)

Profondeur (km) Pression (Gpa)Solidus

Géotherme de plaine abyssale

Domaine de fusion partielle des péridotites

Géotherme de dorsale

Les profondeurs et pressions correspondantes à cette fusion sont 0,5 à 3 GPa et 20 à 90 km.

Le taux de fusion partielle de la péridotite qui permet d’obtenir le magma basaltique est de 15 %.

Au niveau des dorsales; sous l’effet de la baisse de la pression à température constante, la fusion partielle des péridotites de l’asthé- nosphère entraîne la création d’un magma acide. Les cristaux qui se Exercice 4

Exercice 5

(7)

9 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02 forment dans la chambre magmatique formeront les gabbros et le magma basaltique remontant vers la surface et se refroidissant ainsi rapidement formera lecomplexe filonien et la couche de basalte pré- sente à la surface de la croûte océanique. Ainsi se crée la lithosphère océanique. Il reste sous les gabbros, la péridotite résiduelle appau- vrie de ses éléments acides partis dans le magma : elle est extrême- ment basique, elle formera le manteau de la lithosphère océanique.

Schéma bilan : l’origine de la lithosphère

5 km MOHO Péridotites

résiduelles Gabbros

Basaltes

Manteau en fusion partielle Chambre magmatique

Filons

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10 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02

C orrection des activités du chapitre 2

et :

Altitude à la surface de la Terre

-71 m 181 m 5591 m

-5479 m

La croûte au niveau de la Manche est de nature continentale. Les altitudes sont négatives au-dessous du niveau de la mer.

Les roches les plus représentatives de la croûte continentale sont : des gneiss, des granites et des roches sédimentaires.

Des outils pour calculer la profondeur du Moho

La profondeur du Moho sous les Alpes

Les ondes sismiques émises au cours des séismes se propagent dans le globe. La propagation de ces ondes doit nous apporter des informations quant à la structure du globe.

On étudie un séisme qui a eu lieu en Italie (région d’Asti) le 21.01.2007.

Document 2

Activité 1

Document 3

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11 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 Extraction des sismogrammes.

Les ondes P retardées n’ont pas fait le même trajet. Celui-ci a été plus long.

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12 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 Calcul de la profondeur du Moho

Calculs : v d

= t

Temps d’arrivée des ondes :

pointer P et la différence Tp-To s’affiche automatiquement (= 13.8 s) pointer autre (PmP) et le retard par rapport à P directe apparaît (= 8.6 s) Distance parcourue par P directe = 5.5 *13.8 = 75,9 km .

Distance parcourue par PmP = 5.5*(13.8 + 8.6) = 123 km On a (FH)² = (FG)² + (GH)²

Profondeur du Moho GH = (61.5²-37.9²)^ 1/2 = 48,3 km.

L’équilibre de la croûte continentale sur l’asthénosphère : l’isostasie Un modèle analogique

Niveau de l’eau

d = distance (km) t = temps (seconde)

Activité 2

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13 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 La partie émergée est très petite par rapport à la partie immergée.

Il faut une racine crustale de 4 cm pour avoir une partie émergée d’un centimètre.

Un modèle numérique et :

Pour avoir une altitude de 8848m, il faut une racine crustale de 60138m de profondeur.

Après érosion de 100m, il y a un rééquilibrement isostatique. C’est- à-dire que la croûte continentale remonte un peu, il n’y a donc pas réellement une perte de 100m d’altitude.

Dès 68m il y a présence d’une racine crustale.

Composition de la croûte continentale et isostasie

Activité 3

Mesure de la masse de chaque échantillon Peser chaque échantillon à l’aide de la balance.r Noter le résultat obtenu.r

Mesure du volume de chaque échantillon Verser de l’eau dans l’éprouvette jusqu’à une r graduation repère ;

Immerger l’échantillon dans l’eau de l’éprou-r vette ;

Lire le niveau atteint par l’eau, une fois l’échan- tillon totalement immergé au cm3 près ; Calculer le volume de l’échantillon correspon-r dant au volume d’eau déplacé

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La densité étant le rapport g/V en mL on peut calculer la densité de la péridotite : 3/10=0,3

La croûte continentale, essentiellement composée de granite et de gneiss, a une densité proche de 2,6. Celle-ci est plus faible que la den- sité de la croûte océanique (3) essentiellement constituée de basalte.

Le manteau constitué de péridotite est donc le plus dense (3,3).

Le verre gradué et la balance ne permettent pas des mesures précises.

Les éléments majeurs de la croûte océanique sont : l’oxygène, la silice, l’aluminium, le fer et le calcium.

Les éléments majeurs de la croûte continentale sont : l’oxygène, la silice et l’aluminium.

Le fer, très présent dans la croûte océanique est un élément très lourd.

L’oxygène et la silice sont des éléments plus légers. Ils constituent à 80 % la croûte continentale et à 60 % la croûte océanique.

Datation de l’âge de la croûte continentale :

Évolution de la quantité d’élément père P en fonction du temps

Si l’on connait une valeur du rapport P/P₀, on peut déterminer graphi- quement le temps, donc l’âge géologique de la roche.

On peut conclure que la proportion d’atomes radioactifs qui se désin- tègrent par unité de temps est une constante pour un élément donné.

Datation de l’âge de la croûte continentale

Application

Au bout de 5820 années la moitié de la quantité initiale est restante.

Au bout de 11275 années, il en reste le quart.

Activité 4

Activité 5

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15 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 Le temps de demi-vie correspond au moment où la moitié des noyaux

radioactifs d’une source se sont désintégrés.

Élément

Élément Temps de Temps de demi-vie

demi-vie Domaines d’applicationDomaines d’application

14C 5820 ans Datations d’objets peu anciens (peintures) ou ossements préhistoriques

40K 1,244GA

Événements géologiques très anciens

87Rb -

238U 4,473GA

235U 0,698GA

L’axe des abscisses représente le rapport ⁸⁷Rb/ ⁸⁶Sr où ⁸⁷Rb est l’élément père et ⁸⁶Sr est l’isotope de référence sur les grandeurs du système de coordonnées choisi. L’axe des ordonnées représente le rapport ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr où ⁸⁷Sr est l’élément fils.

Les échantillons dont la teneur en ⁸⁷Sr augmente le plus sont ceux qui ont le plus de ⁸⁷Rb au début. ⁸⁷Sr sont issus de la désintégration de ⁸⁷Rb.

La disposition des points représentant les divers échantillons à un instant t quelconque est toujours alignée sur une droite.

Le rapport isotopique ⁸⁷Sr_initial / ⁸⁶Sr_initial est constant dans tous les minéraux d’une même roche (il n’y a pas de ségrégation des isotopes lourds), et la quantité d’isotope⁸⁶Sr (isotope stable) ne varie pas au cours du temps.

S’il n’y a pas de ⁸⁷Rb au départ, il n’y aura pas formation de ⁸⁷Sr. Le système reste toujours le même.

La formule donnant le temps t (en années) en fonction de la pente A de la droite isochrone est :t= A+

−

ln( ) , .

1 1 42 10 ¹¹

L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 est de 1,004GA.

En supprimant la dernière valeur, les conditions sont réunies. Les points sont alignés sur une droite isochrone de pente : 0,0048 L’âge des roches donné par la méthode est de 339,67Ma. Cet âge

correspond à la date de mise en place de la roche.

Les roches de la croûte continentale sont âgées de 250Ma à 46a alors que les roches de la croûte océanique vont de l’actuel à 200Ma. Dans les chaînes de montagnes, les roches sont les moins anciennes de la croûte continentale. La croûte océanique est plus âgée au niveau des côtes et est récente au centre des océans.

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Comparaison de la croûte océanique et continentale

Croûte continentale

Croûte continentale Croûte océaniqueCroûte océanique

Répartition à la sur- Répartition à la sur- face de la planète face de la planète

Le domaine de la croûte continentale ne se limite pas aux terres émergées. Il englobe également les plateaux et les talus continentaux sous-marins. Les bordures continentales qui se raccordent à la croûte océanique portent le nom de marges.

Épaisseur

Épaisseur Elle est de 20 à 80 km, avec une moyenne de 30 km.

Elle est d’environ 7 km en moyenne.

Organisation Organisation

Elle présente une hétérogénéité verticale et horizontale. Des roches sédimentaires et volcaniques ne forment qu’un placage de quelques kilomètres d’épais- seur au maximum, reposant sur des roches essentiellement méta- morphiques, telles que les gneiss, et roches magmatiques, comme des granitoïdes (terme désignant l’ensemble des granites et des roches apparentées), cristallisés en profondeur. L’érosion permet l’observation de ces dernières à l’affleurement.

Elle a une organisation verticale et horizontale homogène. Elle est constituée de plusieurs couches rocheuses de propriétés diffé- rentes : en surface, des sédiments plus ou moins consolidés, puis des roches volcaniques, basaltes en coussins (sur une épaisseur de 0,5 km) et basaltes en filons (sur une épaisseur de 1,5 km) et à la base des roches magmatiques de profondeur, des gabbros (sur une épaisseur de 5 km).

L’ensemble des fonds océaniques jusqu’à la base des talus continentaux est donc tapissé de basaltes.

Roches et minéraux : Roches et minéraux : les roches sont des les roches sont des assemblages de miné- assemblages de miné- raux.

raux.

Les roches de type granite sont représentatives de la croûte continentale. Elles sont grenues, totalement cristallisées, ce qui indique un refroidissement lent. Chaque minéral cristallisé correspond à une espèce chimique précise.

Les basaltes sont des roches volcaniques effusives généralement de couleur foncée.

Activité 6

(15)

17 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 Les minéraux sont essentielle-

ment :

des feldspaths (silicates) potas- siques et des plagioclases (feldspaths calco-sodiques) riches en sodium,

du quartz c’est-à-dire de la silice (SiO₂).

d’autres minéraux, dits acces- soires, sont souvent présents, tels que les micas et les amphi- boles.

Ils sont constitués :

de gros cristaux (appelés macro- cristaux ou phénocristaux), surtout des pyroxènes et des péridots (comme l’olivine), qui sont des silicates généralement riches en fer et magnésium, de cristaux de petite taille ou microlites, essentiellement des feldspaths plagioclases riches en calcium,

une pâte amorphe où aucune organisation géométrique n’est observable.

Les gabbros sont des roches grenues, totalement cristallisées, mais ils ont la même composition minéralogique que les basaltes.

Éléments chimiques Éléments chimiques

Elle est riche en silicium (Si), en aluminium (Al), en potassium (K) et en sodium (Na).

Elle est plus pauvre en silicium (Si) et plus riche en fer (Fe), magné- sium (Mg) et calcium (Ca).

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C orrection des exercices du chapitre 2

Nature géologique de la Manche

Post Crétacé sup.

Socle anté-triasique Terres

émergées

Terres émergées

Plateau

continental Crétacé sup.

Crétacé inf.

Jurassique sup.

Jurassique inf.

Paris

Rennes

Caen Reims

Lille MANCHE

Les roches sont de nature continentale.

Calcul de la profondeur du Moho

Le théorème de Pythagore donne d

h x

2

2 2 2

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟ + = d’où h= x −⎛d

⎝⎜

⎞

⎠⎟

2 2

2

En domaine continental, la vitesse des ondes est v=d/t₁ donc v=100/18,1=5,52km.s^-1.

Exercice 1

Exercice 2

Foyer d Station

h x

MOHO

Schéma des ondes directes et réfléchies obtenues par Mohorovicic

(17)

19 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02 Par ailleurs, v=2x/t₂ donc x v t

= . ₂ x=5,52.21/2=58 km. 2

On a donc h= ( , ) – (58 02² 100 2/ )²=29 4, km.

En domaine océanique, la vitesse des ondes est v=d/t₁ v=80/13,6=5,88 km.s^-1. Par ailleurs, v=2x/t₂ donc x = v . t₂/₂ x=5,88.14,4/2= 42,3 km.

On a donc h= ( , ) .( / )42 3² 80 2²=13 7, km.

La croûte océanique est beaucoup moins épaisse que la croûte continentale.

La profondeur du Moho sous l’Himalaya

x

Pythagore donne d h x 2

2 2 2

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟ + = d’où h x= −⎛d

⎝⎜

⎞

2 ⎠⎟2

En domaine continental, la vitesse des ondes est v=d/t⎝ ⎠2 t₁=150/27,1=5,53 km.s^-1. Par ailleurs, v=2x/t₂ donc x=vt₂/2, x=5,53 x 37,1/2=102,7 km.

On a donc h= (102, 7)² − (150/2)² = 70,1 km.

Habituellement, au niveau des croûtes continentales, l’épaisseur moyenne est de 30 km. Ici, on constate que l’épaisseur est très supérieure.

Peut-être est-ce dû à la collision de deux masses continentales, qui est responsable de la surrection de l’Himalaya.

Formation d’un bassin sédimentaire

le bassin est comble si S est tel que d = 0.Smax =D ρ ρ ρ ρ

e m

s m

⎛ −

⎝⎜

⎞

⎠⎟

Smax = 14,4 km. . Exercice 3

Exercice 4

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Glace et isostasie

a = 5000-p

5000x0,91=px3,3 soit a = 5000-(5000x0,91/ 3,3)–3620 m

Le déficit de masse entraîne une remontée isostatique jusqu’à l’équi- libre mais il y a un retard à l’isostasie car la fonte des glaces est plus rapide que le réajustement isostatique.

Collision et isostasie

Soit Ei l’épaisseur initiale de la croûte continentale (donc Ei = 30 km), r l’épaisseur de la racine crustale et h l’altitude du relief formé (donc hauteur de la montagne), p la densité de la croûte continentale (2,7) et d celle du manteau (3,2), Ef l’épaisseur finale de la croûte (donc Ef = 60 km).

On sait qu’à l’équilibre isostasique, il y a équilibre des masses sur différentes verticales tel que :

px( Ei + h + r ) = px( Ei ) + d (r ).

Comme Ef - Ei = r + h ce qui fait : h= Ef – Ei - r Alors px( Ef ) = px( Ei ) + d (r ).

r= px( Ef –Ei)/d

r=2,7(60 -30)/3,2=25,31 km h= Ef – Ei – r donc h=60 -30 - 25,31

h= 4,68 km

Détermination de l’âge d’une roche magmatique à l’aide du couple Rubidium-Strontium (Rb/Sr)

L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 est de 1,004GA

La pente étant de 0,005 on obtient un âge de 354,41Ma

La pente est obtenue en prenant les rapports 87Rb/86SR et 87SR/86SR dans 2 échantillons.

Exemple : ^⎡⎣⁸⁷^SR^/⁸⁶^SR^⎤⎦échantillon A–^⎡⎣⁸⁷^SR^/⁸⁶^SR^⎤⎦échanttillon B échantillon A–

87Rb/86SR 87SR/86SR

⎡⎣ ⎤⎦ ⎡⎣⎣ ⎤⎦

= −

−

échantillon B 0 8622 0 7726

31 50 13 54

, ,

Exercice 5

Exercice 6

Exercice 7

(19)

C orrection des activités du chapitre 3

C

Les altitudes culminantes des Alpes sont aux alentours de 4810m.

Les indices sur le terrain : les indices tectoniques

et :

Plaine

Montagne

Axes des synclinaux : vallées

Axes des anticlinaux : sommets

Activité 1

(20)

Réaliser une coupe simplifiée de la région selon le trait (A-B) défini sur la carte.

Berriasien

Hauterivien-Valanginien Urgonien

Éocène-Sénonien Oligocène inférieur

5 km

A B

A

B

La structure géologique témoignant de l’épaississement est un pli.

Les strates les plus anciennes (Berriasien) se situant à l’intérieur de la courbure, il s’agit d’un anticlinal.

Les indices pétrographiques

L’association glaucophane –jadéite est stable dans des conditions de pression et température définies (de 100 à 300°C et de 0,6 à 1,2 GPa).

Si cette roche est portée à une profondeur différente donc soumise à des conditions de pression et température différentes, alors des réactions chimiques entre les minéraux formant la roche se produiront donnant naissance à de nouveaux minéraux. C’est le métamorphisme.

Une roche peut être portée à une profondeur différente lors d’une subduction mais également en cas d’épaississement de la croûte par empilement par exemple.

Voir correction sur le campus électronique.

Étude des déformations profondes de la lithosphère dans les Alpes

Profil sismique ECORS

Asthénosphère manteau lithosphérique

Racine centrale

Croûte continentale

Activité 2

Activité 3

(21)

23 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 Le granite du massif de Belladone recoupe tous les terrains environ-

nants comme un emporte pièce. C’est un granite intrusif. Il a été formé par fusion partielle de la croûte continentale lors d’une décompres- sion de la chaîne de montagne. A la base de la racine, le flux géother- mique est plus élevé: si la décompression des roches due à la remon- tée de la racine est suffisamment rapide cela entraîne une fusion partielle à l’origine de la formation des granites intrusifs.

Le granite est intrusif et présente une auréole de méta- morphisme dans les terrains en contact. Il est donc postérieur à ces terrains.

Les terrains sont plissés et présentent un méta- morphisme en plus de l’auréole mais le granite ne présente pas de métamorphisme. Il est donc postérieur à la phase de plissement.

Les terrains au contact du granite sont plus anciens que les terrains un peu plus loin. Le granite est remonté au niveau d’un anticlinal.

Ensuite, il y a eu érosion.

C’est le scénario B

Manteau Mise en place

des granites

Fusion crustale et mantellique

Rééquilibration isostatique

Érosion des reliefs

Croûte

continentale Granite Isotherme

800°C Croûte

océanique

Croûte

continentale Manteau

Isotherme 800°C

Chevauchements et charriages de nappes

Collision Collision

Croûte océanique

(22)

Schéma bilan

Péridotite Granite et roches

métamorphiques (gneiss...) Nappe de

charriage

Pli

Granite issu de fusion partielle

Faille

MOHO

5 km Croûte continentale

Roches sédimentaires

(23)

C orrection des exercices du chapitre 3

C

De la coupe à la carte et vice versa

A B

B

A

C D

D C

Exercice 1

L’histoire géologique de la formation 1 : Sédimentation

Granite Sédimentation Distension/ faille Sédimentation

L’histoire géologique de la formation 2 : Sédimentation

Compression/ plis Granite

Érosion Sédimentation

Exercice 2

(24)

E F

F

E

G H

G

H

50

100

150

Profondeur (km)

Distance (km)

100 200 300

W-NW E-SE

Aravis Bormes Belledonne Grand Paradis Sesia Plaine du Pô Apennins Chevauchement

Epaississement Pli

Faille inverse

Dans les Alpes actuelles, on observe en surface :

des failles inverses (= déformations cassantes se mettant en place lors d’une compression et entraînant un raccourcissement horizontal et un épaississement des terrains affectés par la faille).

des plis (= déformations ductiles des couches géologiques).

des chevauchements (= recouvrement d’un terrain par un autre terrain).

Exercice 3

(25)

27 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02 des charriages (= chevauchements de grande ampleur. La nappe de charriage est l’ensemble des terrains déplacés venu recouvrir un terrain initialement éloigné du précédent).

Les géothermomètres et géobaromètres de la chaîne de l’Himalaya

1000 700

600 800 900

0 5 10 15 20

Température (°C) Pression (kB)

Disthène Sillimanite

Grenat Cordiérite Sillimanite

Andalous

ite Zone à

cordiérite + sillimanite Zone à

sillimanite + disthène Zone à

disthène + grenat

Globalement les conditions P et T révélées par ce secteur de la chaîne Himalayenne sont de haute pression et basse température.

Évolution tectonique de la Sainte-Baume (Provence) L’évolution tectonique comporte 4 étapes principales :

une première phase de plissement à la limite Crétacé inférieur/Crétacé supérieur ;

une deuxième phase de plissement post-Crétacé supérieur ; la mise en place d’unités charriées ;

une déformation cassante postérieure au charriage.

Analyse comparée de 3 échantillons de roches

Il convient de faire une analyse comparée. Dans les deux échantillons on observe :

Exercice 4

Exercice 5

Exercice 6

(26)

uniquement des cristaux visibles à l’œil nu (pas de matrice ou de pâte).

Ces deux roches sont entièrement cristallisées et sont donc des roches plutoniques (cristallisées en profondeur).

des minéraux clairs abondants et de grande taille, de petits minéraux sombres.

Il est possible de les identifier : les minéraux blancs de grande taille sont des feldspaths ; les minéraux gris correspondent à du quartz. Quant aux minéraux sombres, plusieurs hypothèses peuvent être proposées : pyroxène, amphibole ou biotite. Leur forme n’est pas parfaitement géo- métrique (à cette échelle d’observation) mais elle apparaît néanmoins en tablettes (vues de face en X et de profil en Y) et, comme quartz et feldspath (alcalin) sont abondants, on peut conclure à de la biotite, minéral sombre des roches riches en silice (présence du quartz).

Mais l’agencement des minéraux diffère entre les deux échantillons.

Aucune structure particulière n’est observable dans l’échantillon X ce qui permet de qualifier de grenue sa pétrofabrique. Cette roche peut être un granite. Au contraire, dans l’échantillon Y, on note la présence de lits, bien soulignés par l’alignement des minéraux sombres ou gris. Ce qui fait penser à une schistosité.

La structure foliée et la composition minéralogique de Y permettent de pla- cer cet échantillon dans les roches métamorphiques. Il s’agit d’un gneiss.

L’échantillon Z présente une structuration sous la forme de plans.

Il semble être un gneiss un peu plus métamorphisé que l’échantillon Y.

Nous pouvons relier ces roches selon l’hypothèse : une roche magmatique plutonique (X) donnera une roche métamorphique (Y) et (Z).

Ceci peut être dû à une augmentation de pression par enfouissement lors d’une collision.

Détermination d’un processus tectonique à partir de l’analyse d’une lame mince

Le gabbro est une roche essentiellement constituée de pyroxènes et de feldspaths.

L’échantillon montre la présence de pyroxène et quartz en majorité avec quelques grenats et une auréole réactive d’amphibole autour des grenats.

On peut donc écrire la réaction suivante :

Pyroxène + feldspath = Pyroxène + quartz + grenat

Si on replace cette réaction sur un diagramme température/ pression, on peut voir que ce type de métamorphisme est caractéristique d’une zone de haute pression et basse température.

Le phénomène tectonique peut donc être une collision entraînant l’empilement de croûte donc l’enfouissement de la roche mère lors de la formation des montagnes.

Exercice 7

(27)

C orrection des activités du chapitre 4

Pour débuter

Le massif armoricain est le plus ancien massif en France. Il culmine à 400m d’altitude alors que les Alpes culminent à 4810m et font partie de la chaîne la plus récente.

Plus les chaînes de montagnes sont anciennes moins leur reliefs sont élevés.

Cours

Des données de terrain

Sur les documents 3 et 4, on peut observer de nombreuses failles ainsi que des plis. Ce sont des marqueurs tectoniques de la formation d’une montagne. Ces plis se retrouvent aussi à l’échelle de l’affleurement.

Le long de la Rance, on observe des faciès contenant des roches métamor- phiques à l’affleurement. Du Sud vers le Nord, on peut voir la présence de roche de plus en plus déformées. Les minéraux rencontrés sont : la chlorite/ muscovite/ biotite puis la chlorite et la biotite sont remplacées par la cordiérite. La cordiérite et la muscovite laissent ensuite place à la sillimanite. A l’embouchure de la Rance, le métamorphisme est tellement important que les roches entrent en fusion partielle (anatexie).

Les roches rencontrées sont des roches présentant à l’œil nu un aspect plissé et en alternance de bandes sombres et claires. Ces roches présen- tent une fusion partielle.

Ces faciès montrent un gradient croissant de métamorphisme du Sud vers le Nord, témoin de zone soumises à de fortes températures, haute pression témoignage pétrologique de l’enfouissement des matériaux lors de la formation des montagnes.

L’effacement des reliefs

Les montagnes en arrière plan sont hautes et acérées. Celles en avant plan sont moins hautes et arrondies, elles ont été érodées. Dans ces montagnes on trouve des traces de ruissellement, des vallées gla- ciaires ou fluviales pouvant expliquer les phénomènes d’érosion des montagnes.

Activité 1

Documents 3 et 4

Document 5

Document 6

Activité 2

(28)

On peut observer les bords s’effondrer et le tas de terre prendre la forme caractéristique des montagnes réelles. Le matériel ruisselle le long des pentes.

La couche d’argile imperméable protège la couche de terre inférieure.

L’érosion ne touche que la couche de terre du dessus.

Le granite sain a une surface presque lisse, sans cristaux proémi- nents. Les cristaux sont fortement engrenés les uns dans les autres.

On peut reconnaître des micas noirs, des feldspaths (clair et brillant) et du quartz (translucide, de forme irrégulière).

Le granite altéré a une surface rugueuse et de couleur brune. Les grains perdent leur cohérence après désagrégation des biotites par l’eau. Les minéraux plus résistants apparaissent en relief et le granite devient friable. La teinte brune est due à la libération d’oxyde de fer au cours de l’altération de la biotite.

L’arène granitique est constituée de peu de micas qui ont été altérés, des feldspaths plus ou moins altérés et des quartzs non altérés. Il y a aussi une poudre argileuse résultat de l’altération chimique des feldspaths et des micas.

En circulant dans les fissures du massif granitique, l’eau de pluie chargée de CO₂ provoque unehydrolyse minérale et découpe ainsi le massif en blocs anguleux entourés par un matériau grossier fait de quartz, de feldspaths, micas altérés, et d’argiles :l’arène granitique.

Les argiles résultent principalement de la transformation des feldspaths plagioclases et des biotites.

Schéma fonctionnel expliquant la formation d’un chaos granitique.

Massif granitique fissuré Massif granitique présentant des blocs anguleux

Massif granitique présentant des blocs arrondis Arène granitique Granite

Les pressions tectoniques les ont fait éclater selon des plans de cli- vage d’orientations multiples, qui se recoupent. Ainsi la roche est-elle

«prédécoupée» en prismes, relativement faciles à désassembler.

Quantifier l’érosion d’un massif actuel

À la Roubine, la pente des terrains est élevée et les sols n’ont pas de couvert végétal. La quantité de produit érodé est de 5mm.

Activité 3

(29)

31 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 A Laval, la pente est plus douce mais les sols sont nus. L’érosion est tout aussi importante. Par contre, au Brusquet, où la pente est identique à celle de Laval, mais où les terrains ont un couvert végétal important ; l’érosion est peu importante.

Lorsqu’il y a eu érosion, selon le principe de l’isostasie, il y a eu un réé- quilibrage des masses entrainant une remontée de la croûte continentale donc nouvelle augmentation de l’altitude des reliefs et une diminu- tion de la racine crustale. Les phénomènes d’isostasie participent donc aussi à la disparition des reliefs.

Le devenir des produits de démantèlement

Affleurement de grès rose de Fréhel

Le grès est formé d’une accumulation de grains de quartz : c’est une roche sédimentaire. Ce quartz peut être issu de l’altération de granite.

Les résidus issus de l’arénisation ont été transportés puis déposés au niveau du lieu de formation de ces grès.

Le temps géologique nécessaire pour former une strate d’un mètre d’épaisseur est :

Il faut 1,25mètres pour fabriquer 1m de grès.

Sachant qu’on estime qu’actuellement il se dépose environ 20 μm (ou 20.10^-6 m) de sédiment sableux par mois au fond de la mer, il faut donc : 1,25/20.10^-6=6250 mois donc 520 ans.

Au Cap Fréhel, la falaise de grès rose dépasse les 70 m, il a fallu 36458 ans.

Activité 4

Strate

(30)

Détail de l’affleurement, stratification entrecroisée

1 cm

d’une plage. On peut donc penser que :

Les grains de quartz se sont accumulés en milieu marin, par strates hori- zontales.

L’environnement marin à l’époque du dépôt des grès de Fréhel correspon- dait vraisemblablement à ce que l’on connaît aujourd’hui au niveau du Mt St Michel où de vastes étendues sableuses irrégulières sont modelées par des dunes ou des rides de sable. Des chenaux de marées, comblés à la faveur des flux et des reflux recoupent l’ensemble des formations.

Le transport des matériaux de démantèlement

% de refus cumulés et de tamisats cumulés.

Tamis Tamis (mm) (mm)

Refus cumulés Refus cumulés

(g) (g)

Refus cumulés Refus cumulés

en % en %

Tamisats cumulés Tamisats cumulés

(%) (%)

5 39 1,95 98,05

2,5 21,5 10,75 89,25

1,25 650 32,5 67,5

0,63 1380 69 31

0,315 1800 90 10

0,160 1910 95,5 4,5

0,08 1980 99,25 0,75

Granulat filtré 1999 100 0

Activité 5

(31)

33 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02 L’évolution du pourcentage de tamisats cumulés en fonction de la

taille de la maille du tamis

3.315 1.315

0,315 2.315

0 60

20 80

40 100

Ouverture des mailles (mm) Tamisats (%)

Le mode de transport de ces graviers peut être un courant de débit élevé.

Une roche sédimentaire particulière, le bassin molassique péri- Alpin

Les molasses sont souvent des grès à ciment de calcaire argileux. Les molasses plus proximales présentent des galets, formant ainsi des conglomérats. Ce sont donc des roches sédimentaires.

Les éléments présents dans les molasses sont de toutes les tailles : galets, graviers et argiles. Ils ne sont pas classés (pas de granulo-clas- sement). On peut penser que ce sont des torrents de très forts débits qui ont charrié ces blocs ou bien que ce sont des éboulements de pente.

Les molasses sont des formations de roches sédimentaires détritiques syn-orogéniques, qui s’accumulent dans des bassins périphériques d’une chaîne de montagnes.

Les molasses sont fréquemment accumulées dans des bassins flexuraux (créés par la flexure de la lithosphère sous le poids de la chaîne de montagne en cours de formation.) Les molasses sont des sédiments marins peu profonds (littoraux) ou continentaux

Activité 6

(32)

C orrection des exercices du chapitre 4

Observation d’un paysage breton

On observe des strates de grès (roches sédimentaires). Le principe de continuité latérale : Une même couche sédimentaire est de même âge en tous ses points permet de dire que chaque strate est de même âge sur toute sa longueur.

Le principe de superposition : De deux couches superposées, la plus basse est la plus ancienne permet d’indiquer que les strates les plus superficielles se sont déposées après les plus profondes.

Le principe de recoupement : un corps rocheux qui en recoupe un autre est nécessairement plus jeune que celui qu’il recoupe. Les filons de dolérites sont donc postérieurs au banc de grès.

Puis ces filons ont été altérés.

On a donc eu : dépôt/ (basculement) / remontée de filons/ érosion

Filon de dolérite

matériau issu de l’altération dolérite

1 2 3 et 4

(1) Situation avant l’altération. Le filon de dolérite, avec son réseau de diaclases, à quelques mètres ou dizaines de mètres sous la surface.

(2) L’eau de pluie, en circulant dans les fissures du filon de dolérite, pro- voque une hydrolyse et attaque les minéraux qui constituent la roche.

Les blocs se dégradent progressivement en partant de la périphérie, seul reste le cœur solide. On parle d’une érosion en pelure d’oignon.

(3) et(4) Après érosion, avec le départ du couvert végétal et des produits issus de l’altération, il reste sur place des boules de doléite dont la surface se desquame en pelure d’oignon après altération périphérique du granite.

Exercice 1

(33)

Analyse granulométrique d’un sédiment

Maille (mm)

Maille (mm) poids retenus (g)poids retenus (g) Refus (%)Refus (%) Tamisats (%)Tamisats (%)

0 0 100

3,15 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

2,5 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

2 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

1,6 ^4,98 ^5,05 ^94,95

1,25 ^30,71 ^31,14 ^63,81

1 ^45,57 ^46,21 ^17,6

0,8 ^16,77 ¹⁷ ^0,6

0,63 ^0,59 ⁰ ¹⁰⁰

0,5 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

0,4 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

0,315 ⁰ ⁰ ¹⁰⁰

Total 98,62 grammes

Courbe du pourcentage de tamisats en fonction de la taille de la maille en mm

3.315 1.315

0,315 2.315

0 60

20 80

40 100

Ouverture des mailles (mm) Tamisats (%)

C’est un sable fin qui aurait pu être transporté par le vent ou une eau à faible débit.

Exercice 2

(34)

La formation des sols

et :

Diaclases

L’eau de pluie et les diaclases favorisent et permettent l’érosion.

L’arène granitique accélère le phénomène.

L’érosion d’un granite aboutit à une arène granitique constituée de peu de micas qui ont été altérés, des feldspaths plus ou moins altérés et des quartzs non altérés. Il y a aussi une poudre argileuse résultat de l’altération chimique des feldspaths et des micas. Après transport de ces éléments, ils seront sédimentés puis soudés par un ciment d’argile ou de calcaire.

Les éléments susceptibles d’être modifiés par l’eau sont le ciment et les restes de micas et feldpaths.

Les dunes de Normandie

Les sédiments présents à l’Est de l’embouchure de l’Orne sont des produits de l’érosion d’un massif de l’arrière pays. Ces sédiments sont emportés par les eaux de ruissellement dans les cours d’eau qui se jettent dans l’Orne. Arrivé à son embouchure, le débit du fleuve dimi- nue et les sédiments sont déposés. Cet amas de sable est ensuite déplacé par les courants marins.

Exercice 3

Exercice 4

(35)

37 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02 Les roches affleurant de cette région qui pourraient être à l’origine des

sables sont des roches riches en quartz : les granites et les grès.

Les sables de Fontainebleau

Le sable de Fontainebleau est un sable fin, blanc de très grande pureté (97 à 99 % de quartz). Ces sables s’étendent de Nemours à Etampes et Dourdan sur près de 50 km.

On cherche à connaître l’origine de ces sables.

Le sable de Fontainebleau, très riche en quartz, est une roche sédimen- taire issue de l’érosion d’une roche elle aussi riche en quartz.

On peut émettre l’hypothèse que ce sable provient de l’érosion d’une chaîne de montagne lors de sa formation.

La localisation de ces sables peut faire penser que ces sables sont issus de l’érosion du massif armoricain ou du massif central. Ces deux massifs sont constitués en partie de granite, roche riche en quartz qui peut être à l’origine de la formation des sables.

Mais comment ces sables issus de l’érosion du massif armoricain ou du massif central sont-ils arrivés dans le bassin parisien ?

L’hypothèse la plus simple est de penser que ces sables ont été trans- portés par l’eau.

À l’époque de l’orogénèse hercynienne, au moment de la formation du massif central, coulait un fleuve en direction du bassin parisien et qui se jetait dans la mer qui s’y trouvait.

Le sable transporté par ce fleuve s’accumulait au niveau des rivages lorsque le débit du fleuve diminuait en arrivant à son embouchure.

Le sable de Fontainebleau est donc un produit d’érosion des granites du massif central à l’époque de la formation de celui-ci. Ces sables ont été transportés par un fleuve présent à cet époque.

Exercice 5

Document 1

Document 2

(36)

39 Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

C orrection du devoir autocorrectif n° 1

Hist oire de la chaîne alpine

Les chaînes de collisions résultent de la convergence des plaques lithos- phériques qui amènent en contact deux croûtes continentales.

Problème : comment évolue la lithosphère lorsque la convergence abou- tit à la rencontre de deux lithosphères continentales ?

Par l’examen successif des marqueurs morphologiques et structuraux puis tectoniques, nous montrerons ici l’épaississement et le raccourcissement qui président à la formation d’une chaîne de montagnes.

1. Les indices d’un épaississement : une topographie particulière Topographie = figuration des formes du terrain sur une carte.

Dans les Alpes, l’épaississement de la croûte est mis en évidence par : Des reliefs élevés (Mont Blanc à 4807 m) : marqueurs morphologiques omniprésents dans les Alpes.

Une racinec’est-à-dire un épaississement de la croûte continentale, le Moho pouvant descendre jusqu’à 70 à 80 km de profondeur. La connaissance de ces marqueurs structuraux découle de l’observation et de l’analyse de profils sismiques.

2. Les marqueurs tectoniques d’un raccourcissement

Des plis :Il s’agit de marqueurs tectoniques prouvant un raccourcissement qui s’effectue de façon continue.

Des failles inverses : Ces autres marqueurs tectoniques prouvent un raccourcissement discontinu. Les failles inverses provoquent un raccourcissement, contrairement aux failles normales témoins d’une extension.

Des charriages :Nappe de charriage = ensemble de terrains qui a été déplacé (allochtone) et est venu recouvrir un autre ensemble (autoch- tone) dont il était éloigné à l’origine.

Chevauchement :Superposition verticale de deux ensembles de terrains dont la succession n’est pas normale. La superposition de ces écailles entraîne l’épaississement de la croûte.

L’analyse de l’ensemble des marqueurs permet de démontrer que des

Partie 1

(37)

40 Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

chaînes de collision résultent d’un raccourcissement de la lithosphère continentale à l’origine de structures tectoniques caractéristiques : plis, failles inverses, charriages et chevauchement. Ce raccourcissement contribue à l’épaississement de la lithosphère continentale et à la formation d’une racine crustale.

QCM

1-b : L’élément père se désintègre en élément fils.

2-a : C’est le principe de l a décroissance radioactive. Cette quantité initiale d’élément père décroît en fonction de sa constante de radioactivité.

3-a

4-b : Un système ouvert signifie un système où des échanges se dérou- lent avec l’extérieur. Dès que ce système se ferme, les échanges avec l’extérieur cessent. C’est le moment de la fermeture du système que l’on peut dater.

5-a : Un minéral totalement cristallisé lorsque le magma s’est refroidi n’effectue plus aucun échange avec l’extérieur.

6-c : Pour cela il faut mesurer les quantités actuelles de ces éléments en rapport avec le Sr86 qui est isotope stable, dans plusieurs minéraux.

7-b : Plus la roche est ancienne, plus la pente de l’isochrone est forte.

8-b : Plus la pente est faible, plus la roche est récente.

La mesure du temps dans l’histoire de la Terre et de la vie Les calcaires contiennent des ammonites du Juras sique.

Les roches A contiennent des trilobites du Cambrien.

Application du principe d’identité paléontologique :

Les calcaires se sont formés entre -200 et -145 millions d’années.

Les roches A se sont mises en place entre -570 et -510 millions d’années.

On constate que les dolomies et les calcaires recouvrent le granite et les roches A .Les calcaires sont au-dessus des dolomies érodées.

Application du principe de superposition : Les calcaires se sont déposés après les dolomies.

L’application du principe de superposition place après les roches A, les dolomies et les calcaires.

(La définition des principes de superposition et de recoupement n’est pas attendue)

Détermination de l’âge du granite grâce à la méthode des isochrones : a = Δx/Δy

Partie 2

Partie 3

Documents 2a et 2b

Document 1

Document 3

(38)

41 Corrigé du devoir autocorrectif – SN02 Avec le couple ( 0,8; 25 ) du mica blanc et le couple (0,9 ; 50) du mica noir :

a=

− =

0 9 0 8 50 25

1 250 , – ,

Les autres couples donnent la même valeur de a a= 4.10^–3 soit 0,004

t = 281 millions d’années, le granite s’est donc mis en place après la roche A

Mise en relation et synthèse :

1^er^r événement : mise en place des roches A(-570 à -510 millions d’an- nées)

2^e événement : mise en place du granite dans les roches A (-281 millions d’années)

3^e événement : dépôt des dolomies et des calcaires (dépôt des calcaires entre -200 et -145 millions d’années)

4^e événement : mise en place de la faille

(39)

Séquence 2

Sommaire

Correction des exercices du chapitre 1 Correction des activités du chapitre 2 Correction des activités du chapitre 3 Correction des exercices

(40)

C orrection des exercices du chapitre 1

Lithosphère continentale et lithosphère océanique

Principales caractéristiques de la lithosphère continentale et de la lithosphère océanique.

Lithosphère continentale : a, c, e, f, i.

Lithosphère océanique : a, b, d, f, g, h.

1. L’expansion des fonds océaniques a)La proposition est correcte.

La lithosphère océanique nouvellement mise en place au niveau de la dorsale « repousse » le plancher océanique plus ancien de part et d’autre. Par conséquent, plus on s’éloigne de la dorsale plus les basaltes qui constituent la partie superficielle du plancher océanique sont anciens.

b) La proposition est incorrecte.

Au niveau d’une dorsale la croûte océanique est en formation ; la lithosphère océanique constituée de la croûte et de la partie supé- rieure du manteau supérieur (l’asthénosphère) est peu épaisse, elle s’épaissira en s’éloignant de la dorsale en refroidissant.

c) La proposition est correcte.

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. Associées aux péridotites du manteau supérieur, elles constituent la lithosphère océanique.

d) La proposition est incorrecte.

Les sédiments les plus récents se déposent sur la nouvelle lithos- phère océanique créée au niveau des dorsales. Lorsqu’on s’éloigne de la dorsale, l’épaisseur des sédiments augmente et les sédiments au contact des basaltes sont de plus en plus anciens.

2. Les fonds océaniques

a) On peut considérer que cette proposition est correcte, car une grande partie des fonds océaniques présentent des basaltes en pillow lavas qui constituent les roches les plus superficielles de la croûte océanique.

b) La proposition est incorrecte. Les fonds océaniques commencent à la suite du plateau et du talus continental qui font partie de la lithos- phère continentale

Exercice 1

(41)

c) La proposition est incorrecte. Les fonds océaniques ne contiennent pas de quartz et sont donc pauvres en silice, car ils sont constitués de basalte (et gabbros).

d) La proposition est correcte. Ces basaltes comme d’ailleurs les gab- bros, situés plus en profondeur dans la croûte présentent la même chimie : ils sont riches en Pyroxène, minéral ferromagnésien contenant les éléments Si, O, Mg, Fe et Ca.

e) La proposition est correcte.

Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS

Il s’agit de montrer en utilisant le logiciel Tectoglob que les plaques Pacifique et Nazca divergent

les plaques Nazca et Sud-américaine convergent.

Les plaques Pacifique et Nazca divergent alors que les plaques Nazca et Sud-américaine convergent.

Les tirets représentent des zones de dorsales.

Le déplacement relatif des plaques est mesuré en temps réel à l’aide de satellites. Les vecteurs GPS (Global Positionning System = Système de Positionnement par Satellite) indique à la fois la direction du déplace- ment et l’intensité du mouvement.

On constate que, de part et d’autre de la dorsale Est Pacifique, la plaque Pacifique se déplace vers le Nord Ouest à une vitesse d’environ 9 cm.an^-1 alors que la plaque Nazca se déplace vers l’Est à une vitesse de 7 cm.an^-1. Ces deux plaques divergent.

La plaque Nazca se déplace vers l’Est à une vitesse de 7 cm.an^-1 alors la plaque Sud-américaine se déplace plutôt vers le Nord Est à une vitesse moyenne de 3 cm.an^-1. Le mouvement relatif entre les deux plaques est par conséquent un mouvement de convergence au niveau de leurs fron- tières matérialisées par la fosse océanique, puisque la plaque Nazca va plus vite que la plaque Sud-américaine.

Exercice 2

(42)

Le modèle de la tectonique des plaques

Le modèle de la tectonique des plaques : les différents types de fron- tières de plaques.

A B

C

E D

Lithosphère Asthénosphère A, B, C, D, E = plaques lithosphériques - peu déformables sauf au niveau de leurs frontières - d'épaisseur variable FRONTIÈRE DE COULISSAGE

FAILLES TRANSFORMANTES FRONTIÈRE DE CONVERGENCE

ZONE DE SUBDUCTION Séismes

superficiels à profonds

Volcans Chaîne de montagne ou arc insulaire

Fosse océanique

Séismes

FRONTIÈRE DE DIVERGENCE : DORSALES - Reliefs symétriques - Séismes superficiels

L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques Les plaques lithosphériques auxquelles appartiennent des continents tels que l’Afrique et l’Amérique du Nord sont animées de mouvements relatifs de divergence, convergence et coulissage. Il s’agit de justifier la reconstitution proposée dans le document 6 de la position des continents il y a 148 Ma.

Conditions de l’obser- Conditions de l’obser- vation, de l’expérience vation, de l’expérience

= ce que les chercheurs

= ce que les chercheurs ont fait.

ont fait.

Les résultats observés

Les résultats observés Les déductionsLes déductions

Document 6

Il s’agit d’une reconstitution de la position des continents Afrique et Amérique du Nord, il y a –148 Ma

L’Amérique du Nord et l’Afrique sont très proches. Le plancher océanique de l’océan Atlantique correspond à la zone située entre les limites des deux plateaux continentaux.

On peut supposer qu’il s’est formé à partir du fonctionnement de la dorsale figurée en noir sur le document.

Exercice 3

Exercice 4

Introduction :