Corrigé Svt terminale S

8/19/2019 Corrigé Svt terminale S

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Sciences de la vie et de la terreTerminale S

Corrigés des exercices

Rédaction :

Sylvie Bouton

Michel Aguelon

Marie-Laure Gueuné

Yannick Gaudin

Coordination :Yannick Gaudin

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Séquence 1

3Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02

Sommaire

Correction des exercices du chapitre 1

Correction des activités du chapitre 2






Correction du devoir autocorrectif n° 1



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Correction des exercicesdu 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 sis-miques, enregistrées à l’aide de sismographes. Ces ondes sismiquessont 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 285250484644 30 32 34 36 38

21 h

Sismogramme B

Sismogramme A

P SL

P S

L




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6 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02

Hawaii (Camberra) Australie

Distancefoyer-station

en KM6630 7870

Délai (min.) Vitesse (KM.s-1 ) Délai (min. Vitesse (KM.s-1 )

Ondes P 11 10,045 13 10,089

Ondes S 19 5,81 22 5,96

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

O

4

8

12

16

20

24

40002000 80006000 1200010000

Distance àl’épicentre (Km)

Ondes L

Temps (Km)

Ondes P

La célérité des ondes sismiques à une profondeur donnée dépend dela 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 man-teau indique une augmentation de densité du matériel à mesurequ’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 rapidesdonc ce sont les ondes P

L’analyse des enregistrements obtenus à la suite de tremblements

de terre permet de connaître la structure interne de la planète terre

c’est à dire l’organisation des différents éléments la constituant.

On aboutit ainsi à la constitution d’un modèle sismologique du globe

caractérisé par l’existence de couches concentriques séparées les

unes des autres par des discontinuités.

Exercice 2

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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 propagationdes ondes P est de 6 km.s-1 ce qui correspond à la vitesse de propa-gation des ondes dans les basaltes et gabbros. Le profil de la faille deVéma nous montre bien la présence de basaltes et gabbros « posés »sur de la péridotite. Or les vitesses de propagations plus profondessont de 8 km.s-1, ce qui correspond à la vitesse de propagation desondes dans de la péridotite.

Exercice 3

1550 100 km

- 6371 km6000

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

De 0 à 30 km la vitesse de 5,5 km.s-1 montre la présence de granites etgneiss. De 30 à 120 Km la vitesse de 8,5 Km.s-1 révèle la présence de péri-

dotite hydratée et en dessous le ralentissement de la vitesse indiquela présence de péridotite déshydratée.

Voir le schéma bilan àla fin du chapitre 1.

L’origine de la lithosphère

Recenser, extraire et organiser des informations

5000 1500 20001000

240

160

80

0

7,5

5

2,5

0

Température (°C)

Prof

ondeur(km)

P r e s

s i o n

( G p a )

Solidus

Géothermede plaineabyssale

Domaine defusion partielledes péridotites

Géothermede dorsale

Les profondeurs et pressions correspondantes à cette fusion sont0,5 à 3 GPa et 20 à 90 km.

Le taux de fusion partielle de la péridotite qui permet d’obtenir lemagma basaltique au niveau de la dorsale est de 15 %.

En effet, la composition du basalte de la dorsale est la plus proche dela composition du magma obtenu par une fusion partielle de 15 %.

Au niveau des dorsales ; sous l’effet de la baisse de la pression àtempérature constante, la fusion partielle des péridotites de l’asthé-nosphère entraîne la création d’un magma acide. Les cristaux qui seforment dans la chambre magmatique formeront les gabbros et lemagma basaltique remontant vers la surface et se refroidissant ainsirapidement formera le complexe filonien et la couche de basalte pré-

Exercice 4

Exercice 5



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sente à la surface de la croûte océanique. Ainsi se crée la lithosphèreocéanique. 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

MO H O

Péridotitesrésiduelles

Gabbros

Basaltes

Manteauen fusionpartielle

Chambremagmatique

Filons



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10 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02

Correction des activitésdu chapitre 2

et :

Altitude à la surface de la Terre

-71 m181 m

5591 m

-5479 m

La croûte au niveau de la Manche est de nature continentale. Les alti-tudes 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 leglobe. La propagation de ces ondes doit nous apporter des informationsquant 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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11Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02

Extraction des sismogrammes.

Les ondes P retardées n’ont pas fait le même trajet. Celui-ci a été pluslong. Celles arrivant donc après les ondes P ayant pris le chemin leplus court.



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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 x13.8 = 75,9 km .Distance parcourue par PmP = 5.5x(13.8 + 8.6) = 123 kmOn a (FH)² = (FG)² + (GH)²Profondeur du Moho GH = (61.5²-37.9²)^ 1/2 = 48,3 km.

PMP

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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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, ilfaut une racine crustale de 60138m deprofondeur. Après érosion de 100m, il y a un

rééquilibrement isostatique. C’est-à-dire que la croûte continentaleremonte un peu, il n’y a donc pasréellement une perte de 100m d’alti-tude.

Dès 68m il y a présence d’une racinecrustale.

Composition de la croûte continentale et isostasie

Activité 3

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

Mesure du volume de chaque échantillon

Verser de l’eau dans l’éprouvette jusqu’à unegraduation repère ;

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

Lire le niveau atteint par l’eau, une fois l’échan-tillon totalement immergé au cm3 près ;

Sachant que le volume de l’échantillon corres-pondant au volume d’eau déplacé, calculer ladensité de l’échantillon

d = masse

volume



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

La croûte continentale, essentiellement composée de granite et degneiss, 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 siliceet 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 à80 % 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

o

Activité 5



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Le temps de demi-vie correspond au moment où la moitié des noyauxradioactifs d’une source se sont désintégrés.

ÉlémentTemps dedemi-vie

Domaines d’application

14C 5820 ans Datations d’objets peu anciens (peintures) ouossements préhistoriques40K 1,244GA

Événements géologiques très anciens87Rb -

238U 4,473GA235U 0,698GA

L’axe des abscisses représente le rapport 87Rb/ 86Sr où 87Rb estl’élément père et 86Sr est l’isotope de référence sur les grandeurs dusystème 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 ceuxqui ont le plus de 87Rb au début. 87Sr sont issus de la désintégrationde 87Rb.

La disposition des points représentant les divers échantillons à uninstant 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, et la quantité d’isotope 86Sr (isotopestable) 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. Lesystème 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

14210 11

L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 estde 0,9999.109 ans.

En supprimant la dernière valeur, les conditions sont réunies. Lespoints sont alignés sur une droite isochrone de pente : 0,0048

L’âge des roches donné par la méthode est de 339,67Ma. Cet âgecorrespond à la date de mise en place de la roche.

Les roches de la croûte continentale sont âgées de plus 2500Ma à200Ma alors que les roches de la croûte océanique vont de l’actuelà 180Ma. Dans les chaînes de montagnes, les roches sont les moinsanciennes de la croûte continentale. La croûte océanique est plusâgée 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 océanique

Répartition à la sur-face de la planète

Le domaine de la croûte continen-

tale ne se limite pas aux terresémergées. Il englobe égalementles plateaux et les talus continen-taux sous-marins. Les bordurescontinentales qui se raccordentà la croûte océanique portent lenom de marges.

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

Elle est d’environ 7 km enmoyenne.

Organisation

Elle présente une hétérogénéité

verticale et horizontale. Desroches sédimentaires et volca-niques ne forment qu’un placagede quelques kilomètres d’épais-seur au maximum, reposant surdes roches essentiellement méta-morphiques, telles que les gneiss,et roches magmatiques, commedes granitoïdes (terme désignantl’ensemble des granites et desroches apparentées), cristallisésen profondeur. L’érosion permetl’observation de ces dernières àl’affleurement.

Elle a une organisation verticale

et horizontale homogène. Elle estconstituée de plusieurs couchesrocheuses de propriétés diffé-rentes : en surface, des sédimentsplus ou moins consolidés, puisdes roches volcaniques, basaltesen coussins (sur une épaisseur de0,5 km) et basaltes en filons (surune épaisseur de 1,5 km) et à labase des roches magmatiques deprofondeur, des gabbros (sur uneépaisseur de 5 km).

L’ensemble des fonds océaniquesjusqu’à la base des talus continen-taux est donc tapissé de basaltes.

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

Les roches de type granite sontreprésentatives de la croûte conti-nentale. Elles sont grenues, totale-ment cristallisées, ce qui indiqueun refroidissement lent. Chaque

minéral cristallisé correspond àune espèce chimique précise.

Les basaltes sont des roches vol-caniques effusives généralementde couleur foncée.

Activité 6



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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 despéridots (comme l’olivine), quisont des silicates généralementriches en fer et magnésium,

de cristaux de petite taille oumicrolites, essentiellement desfeldspaths plagioclases richesen calcium,

une pâte amorphe où aucuneorganisation géométrique n’estobservable.

Les gabbros sont des roches gre-nues, totalement cristallisées,mais ils ont la même compositionminéralogique que les basaltes.

Éléments chimiquesElle est riche en silicium (Si), enaluminium (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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Nature géologique de la Manche

Post Crétacé sup.

Socle anté-triasique

Terresémergées

Terresémergées

Plateaucontinental

Crétacé sup.

Crétacé inf.

Jurassique sup.

Jurassique inf.

Paris

Rennes

CaenReims

LilleMANCHE

Les roches sont de nature continentale.

Calcul de la profondeur du Moho

Le théorème de Pythagore donned

h x 2

22 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

dFoyer Station

h x

MOHO

Schéma des ondes directes et réfléchiesobtenues par Mohorovicic



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Par ailleurs, v=2x/t2 donc x v t =

. 2

2x=5,52.21/2=58 km.

On a donc h = =( , ) – ( / ) ,58 02 100 2 29 42 2 km.

En domaine océanique, la vitesse des ondes est v=d/t1v=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 3 80 2 13 72 2 km.

La croûte océanique est beaucoup moins épaisse que la croûtecontinentale.

La profondeur du Moho sous l’Himalaya

x

Pythagore donned

h x 2

22 2

+ = d’où h x d

= −

22

2En domaine continental, la vitesse des ondes est v=d/tt1=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’épaisseurmoyenne 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, quiest 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 plusrapide 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 (donchauteur 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 (doncEf = 60 km).

On sait qu’à l’équilibre isostasique, il y a équilibre des masses surdifférentes 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)/dr=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 ducouple Rubidium-Strontium (Rb/Sr)

L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 estde 0,9989GA

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/86SRdans 2 échantillons.

Exemple : / /87 86 87 86SR SR SR SR échantillon A– échanttillon Béchantillon A–87 86 87 86Rb SR SR SR/ /

= −

−

échantillon B

0 8622 0 7726

31 50 13 54

, ,

, ,

Exercice 5

Exercice 6

Exercice 7



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Correction des activitésdu chapitre 3C

Pour débuter

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

Les indices sur le terrain : les indices tectoniques

et :

Plaine

Plaine

Montagne

Axes dessynclinaux :vallées

Axes desanticlinaux :sommets

Activité 1



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Coupe simplifiée selon A-B.

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 cour-bure, il s’agit d’un anticlinal.

Les indices pétrographiques

L’association glaucophane –jadéite est stable dans des conditions depression 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 soumiseà des conditions de pression et température différentes, alors desréactions chimiques entre les minéraux formant la roche se produirontdonnant naissance à de nouveaux minéraux. C’est le métamorphisme.

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

Étude des déformations profondes de la lithosphère dans les Alpes

et Profil sismique ECORS

Asthénosphère

manteaulithosphérique

Racine centrale

Croûtecontinentale

On observe des failles inverses, des plis, des chevauchements dansles formations sédimentaires. La racine centrale est formée d’écaillede croûte compilées. Ces structures témoignent d’un épaississement

et d’un raccourcissement de la croûte.

Activité 2

Activité 3



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Le granite du massif de Belledone recoupe tous les terrains environ-nants comme un emporte pièce. C’est un granite intrusif. Il a été formépar 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 fusionpartielle à l’origine de la formation des granites intrusifs.

Le granite est intru-

sif et présente uneauréole de méta-morphisme dans lesterrains en contact. Ilest donc postérieur àces terrains.

Les terrains sont plisséset présentent un méta-morphisme en plus del’auréole mais le gra-

nite ne présente pasde métamorphisme. Ilest donc postérieur à laphase de plissement.

Les terrains au contactdu granite sont plus anciens que les terrains un peu plus loin. Le gra-nite est remonté au niveau d’un anticlinal.

Ensuite, il y a eu érosion.

C’est le scénario B

Manteau

Mise en placedes granites

Fusioncrustale et

mantelliqueRééquilibration

isostatique

Érosion desreliefs

Croûtecontinentale Granite

Isotherme800°C

Croûteocéanique

Croûtecontinentale Manteau

Isotherme800°C

Chevauchementset charriages denappes

Collision

C o l l i s i o n

Croûteocéanique



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Schéma bilan

PéridotiteGranite et rochesmétamorphiques (gneiss...)

Nappe decharriage

Pli

Granite issude fusionpartielle

Faille

MOHO

5 k m

Cro

û te

contin

entale

Roches sédimentaires



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Correction des exercicesdu chapitre 3C

Principe de datation relative

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



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des charriages (= chevauchements de grande ampleur. La nappe decharriage est l’ensemble des terrains déplacés venu recouvrir un ter-rain initialement éloigné du précédent).

Les géothermomètres et géobaromètres de la chaîne de l’Himalaya

1000700600 800 900

0

5

10

15

20

Température (°C)

Pression (kB)

D i s t h

è n e

S i l l i m

a n i t e

Grena t

Cordiéri teS i l l i m a n i t e An d a l o u s i t e Zone àcordiérite + sillimanite

Zone àsillimanite + disthène

Zone àdisthène + grenat

Globalement les conditions P et T révélées par ce secteur de la chaîneHimalayenne 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/Crétacésupérieur ;

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



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uniquement des cristaux visibles à l’œil nu (pas de matrice ou de pâte).Ces deux roches sont entièrement cristallisées et sont donc des rochesplutoniques (cristallisées en profondeur).

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

Il est possible de les identifier : les minéraux blancs de grande taille sontdes feldspaths ; les minéraux gris correspondent à du quartz. Quantaux 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 néanmoinsen tablettes (vues de face en X et de profil en Y) et, comme quartz etfeldspath (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 êtreun granite. Au contraire, dans l’échantillon Y, on note la présence de lits,bien soulignés par l’alignement des minéraux sombres ou gris. Ce quifait 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 mag-matique plutonique (X) donnera une roche métamorphique (Y) et (Z).Ceci peut être dû à une augmentation de pression par enfouissementlors d’une collision.

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

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

L’échantillon montre la présence de pyroxène et quartz en majorité avecquelques 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, onpeut voir que ce type de métamorphisme est caractéristique d’une zonede haute pression et basse température.

Le phénomène tectonique peut donc être une collision entraînant l’em-pilement de croûte donc l’enfouissement de la roche mère lors de la for-mation des montagnes.

Exercice 7



27/207



Pour débuter

Le massif armoricain est le plus ancien massif en France. Il culmine à400m d’altitude alors que les Alpes culminent à 4810m et font partiede la chaîne la plus récente.

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

Cours

Des données de terrain

Sur le document 3, on peut observer de nombreuses failles ainsi quedes plis. Ce sont des marqueurs tectoniques de la formation d’une mon-tagne. 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 : lachlorite/ muscovite/ biotite puis la chlorite et la biotite sont remplacéespar la cordiérite. La cordiérite et la muscovite laissent ensuite place à lasillimanite. A l’embouchure de la Rance, le métamorphisme est tellementimportant que les roches entrent en fusion partielle (anatexie).

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

Ces faciès montrent un gradient croissant de métamorphisme du Sudvers le Nord, témoin de zone soumises à de fortes températures, hautepression témoignage pétrologique de l’enfouissement des matériauxlors de la formation des montagnes.

L’effacement des reliefs

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

Activité 1

Documents 3

et 4

Document 5

Document 6

Activité 2



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On peut observer les bords s’effondrer et le tas de terre prendre laforme caractéristique des montagnes réelles. Le matériel ruisselle lelong 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. Lesgrains perdent leur cohérence après désagrégation des biotites parl’eau. Les minéraux plus résistants apparaissent en relief et le granitedevient friable. La teinte brune est due à la libération d’oxyde de ferau 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. Ily a aussi une poudre argileuse résultat de l’altération chimique desfeldspaths et des micas.

En circulant dans les fissures du massif granitique, l’eau de pluiechargée de CO2 provoque une hydrolyse minérale et découpe ainsile massif en blocs anguleux entourés par un matériau grossier fait dequartz, de feldspaths, micas altérés, et d’argiles : l’arène granitique.Les argiles résultent principalement de la transformation des felds-paths plagioclases et des biotites.

Schéma fonctionnel expliquant la formation d’un chaos granitique.

Massif granitique fissuré Massif granitique présentantdes blocs anguleux

Massif granitique présentantdes blocs arrondis

Arène granitiqueGranite

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 decouvert végétal. La quantité de produit érodé est de 5mm et le taux deproduction de sédiments est de 8848 t .an -1.

Activité 3



29/207


A Laval, la pente est plus douce et les sols sont nus. L’érosion esttout aussi importante mais la production de sédiments n’est que de29,8 t. an -1. Par contre, au Brusquet, où la pente est identique à celle deLaval, mais où les terrains ont un couvert végétal important ; l’érosion etla production de sédiments ronds 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 continen-tale donc nouvelle augmentation de l’altitude des reliefs et une diminu-tion de la racine crustale. Les phénomènes d’isostasie participent doncaussi 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 uneroche sédimentaire. Ce quartz peut être issu de l’altération de granite.Les résidus issus de l’arénisation ont été transportés puis déposés auniveau du lieu de formation de ces grès.

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

Il faut 1,25 mètre pour fabriquer 1 m 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 fautdonc : 1,25/20.10-6=62500 mois donc 5208 ans.

Au Cap Fréhel, la falaise de grès rose dépasse les 70 m, il a fallu36458 ans.

Activité 4

Strate



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Détail de l’affleurement, stratification entrecroisée

1 cm

Cette organisation ressemble à la stratification observée dans les sablesd’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 MtSt Michel où de vastes étendues sableuses irrégulières sont modeléespar des dunes ou des rides de sable. Des chenaux de marées, comblés àla 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

(mm)

Refus cumulés

(g)

Refus cumulés

en %

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



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Le mode de transport de ces graviers peut être un courant de débitélevé.

Une roche sédimentaire particulière, le bassin molassique péri- Alpin

Les molasses sont souvent des grès à ciment de calcaire argileux. Lesmolasses plus proximales présentent des galets, formant ainsi desconglomérats. 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 débitsqui ont charrié ces blocs ou bien que ce sont des éboulements depente.

Les molasses sont des formations de roches sédimentaires détritiques

syn-orogéniques, qui s’accumulent dans des bassins périphériquesd’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 mon-tagne en cours de formation.) Les molasses sont des sédiments marinspeu profonds (littoraux) ou continentaux

Activité 6



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Observation d’un paysage breton

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

Le principe de superposition : De deux couches superposées, la plusbasse 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 autreest nécessairement plus jeune que celui qu’il recoupe. Les filons dedolérites 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’altérationdolérite

1 2 3 et 4

(1) Situation avant l’altération. Le filon de dolérite, avec son réseau dediaclases, 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, seulreste 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 produitsissus de l’altération, il reste sur place des boules de doléite dont la sur-face se desquame en pelure d’oignon après altération périphérique dugranite.

Exercice 1



33/207


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 depeu de micas qui ont été altérés, des feldspaths plus ou moins altéréset des quartzs non altérés. Il y a aussi une poudre argileuse résultat del’altération chimique des feldspaths et des micas. Après transport deces éléments, ils seront sédimentés puis soudés par un ciment d’ar-gile 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 desproduits de l’érosion d’un massif de l’arrière pays. Ces sédiments sontemportés par les eaux de ruissellement dans les cours d’eau qui sejettent dans l’Orne. Arrivé à son embouchure, le débit du fleuve dimi-nue et les sédiments sont déposés. Cet amas de sable est ensuitedéplacé par les courants marins.

Exercice 2

Exercice 3



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Les roches affleurant de cette région qui pourraient être à l’origine dessables 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 etDourdan 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’unechaîne 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 massifssont constitués en partie de granite, roche riche en quartz qui peut être àl’origine de la formation des sables.

Mais comment ces sables issus de l’érosion du massif armoricain ou dumassif 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 dumassif 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 rivageslorsque le débit du fleuve diminuait en arrivant à son embouchure.

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

Exercice 4

Document 1

Document 2



35/207

37Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

Correction du devoirautocorrectif n° 1

Histoire 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 raccourcis-sement 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 morphologiquesomniprésents dans les Alpes.

Une racine c’est-à-dire un épaississement de la croûte continentale,le Moho pouvant descendre jusqu’à 70 à 80 km de profondeur. Laconnaissance de ces marqueurs structuraux découle de l’observationet de l’analyse de profils sismiques.

2. Les marqueurs tectoniques d’un raccourcissement

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

Des failles inverses : Ces autres marqueurs tectoniques prouvent un

raccourcissement discontinu. Les failles inverses provoquent un rac-courcissement, contrairement aux failles normales témoins d’uneextension.

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

Chevauchement : Superposition verticale de deux ensembles de ter-rains dont la succession n’est pas normale. La superposition de cesécailles entraîne l’épaississement de la croûte.

Partie 1



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38 Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

L’analyse de l’ensemble des marqueurs permet de démontrer que deschaînes de collision résultent d’un raccourcissement de la lithosphèrecontinentale à l’origine de structures tectoniques caractéristiques : plis,failles inverses, charriages et chevauchement. Ce raccourcissementcontribue à l’épaississement de la lithosphère continentale et à la for-

mation d’une racine crustale.

QCM

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

2-a : C’est le principe de la décroissance radioactive. Cette quantité ini-tiale 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’onpeut dater.

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

6-c : Pour cela il faut mesurer les quantités actuelles de ces élémentsen 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 Jurassique.

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, lesdolomies et les calcaires.

(La définition des principes de superposition et de recoupement n’estpas attendue).

Partie 2

Partie 3Documents 2a

et 2b

Document 1



37/207

39Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

Détermination de l’âge du granite grâce à la méthode des isochrones :

a = x/y

Avec le couple ( 0,8; 25 ) du mica blanc et le couple (0,9 ; 50) du micanoir :

a =−

=0 9 0 850 25

1250

, – ,

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 laroche A

Mise en relation et synthèse :1er événement : mise en place des roches A(-570 à -510 millions d’an-

nées)

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

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

4e événement : mise en place de la faille

Document 3



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Séquence 2


Sommaire




Correction des exercices



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Lithosphère continentale et lithosphère océanique

Principales caractéristiques de la lithosphère continentale et de lalithosphère 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 dela dorsale « repousse » le plancher océanique plus ancien de partet d’autre. Par conséquent, plus on s’éloigne de la dorsale plus lesbasaltes qui constituent la partie superficielle du plancher océaniquesont anciens.

b) La proposition est incorrecte.

Au niveau d’une dorsale la croûte océanique est en formation ; lalithosphère océanique constituée de la croûte et de la partie supé-

rieure du manteau supérieur (l’asthénosphère) est peu épaisse, elles’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 croûteocéanique se mettent en place en raison d’une activité magmatiqueprovoquée par la fusion partielle de l’asthénosphère du fait de lamontée de cette dernière par convection. Associées aux péridotitesdu 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’éloignede la dorsale, l’épaisseur des sédiments augmente et les sédimentsau contact des basaltes sont de plus en plus anciens.

2. Les fonds océaniques

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

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

phère continentale.

Exercice 1




40/207


c) La proposition est incorrecte. Les fonds océaniques ne contiennentpas de quartz et sont donc pauvres en silice, car ils sont constitués debasalte (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 conte-nant les éléments Si, O, Mg, Fe et Ca.

e) La proposition est correcte.

Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation dedonnées GPSIl 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 desatellites. Les vecteurs GPS (Global Positionning System = Système dePositionnement 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, laplaque Pacifique se déplace vers le Nord Ouest à une vitesse d’environ9 cm.an-1 alors que la plaque Nazca se déplace vers l’Est à une vitessede 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 laplaque Sud-américaine se déplace plutôt vers le Nord Est à une vitessemoyenne de 3 cm.an-1. Le mouvement relatif entre les deux plaques estpar 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



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Le modèle de la tectonique des plaques

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

ABC

ED

Lithosphère

Asthénosphère

A, B, C, D, E =plaques lithosphériques- peu déformables saufau niveau de leurs frontières- d'épaisseur variable

FRONTIÈRE DE COULISSAGEFAILLES TRANSFORMANTES

FRONTIÈRE DE CONVERGENCEZONE DE SUBDUCTION

Séismessuperficielsà profonds

Volcans Chaîne demontagneou arcinsulaire

Fosseocéanique

Séismes

FRONTIÈRE DE DIVERGENCE :DORSALES

- Reliefs symétriques- Séismes superficiels

L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques

Les plaques lithosphériques auxquelles appartiennent des continentstels que l’Afrique et l’Amérique du Nord sont animées de mouvementsrelatifs de divergence, convergence et coulissage. Il s’agit de justifier lareconstitution proposée dans le document 6 de la position des conti-nents il y a 148 Ma.

Conditions de l’observation, de l’expérience= ce que les chercheurs

ont fait.

Les résultats observés Les déductions

Document 6Il s’agit d’une recons-titution de la positiondes continents Afriqueet Amérique du Nord, ily a –148 Ma

L’Amérique du Nordet l’Afrique sont trèsproches. Le plancherocéanique de l’océanAtlantique correspond àla zone située entre leslimites des deux plateauxcontinentaux.

On peut supposer qu’ils’est formé à partir dufonctionnement de la dor-sale figurée en noir sur ledocument.

Exercice 3

Exercice 4

Introduction :



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Document 5

On a enregistré et datéau niveau des basaltesdu plancher océanique,les anomalies magné-tiques de l’océan Atlan-tique central actuel-lement. Ces dernièressont dues au champmagnétique « fossi-lisé » par les basaltesau moment de leur for-mation au niveau de ladorsale.

On constate que :

les anomalies magné-tiques les plusanciennes (148 Ma) sesituent près de la limitedu plateau continental ;

elles sont de pluspresque symétriquespar rapport à la dorsale,zone de création deplancher océanique ;

elles sont segmentéescomme la dorsale pardes failles transfor-

mantes dont la pré-sence est repérablegrâce aux décalagesobservables.

Le fonctionnement dela dorsale médio atlan-tique est donc sensible-ment symétrique : il y aformation de plancher

océanique à l’axe de ladorsale « fossilisant »le champ magnétique,puis les basaltes ancienssont repoussés de partet d’autre de la dor-sale . La dorsale est parconséquent une zone dedivergence et il y a euexpansion du plancher del’océan Atlantique depuis

au moins 148 Ma, âge del’anomalie magnétiquela plus ancienne enregis-trée.

La reconstitution proposée dans le document 6 supprime tout le plancher océa-nique qui s’est formé de façon symétrique de part et d’autre de la dorsale depuis–148 Ma (document 5). Elle figure le commencement du fonctionnement de ladorsale médio atlantique.

33 13M22 24M0 13 24 33 M0 M22

33M22 M0 33 M0 M22

M22 M22

Temps (Ma)

- 148

- 76

Actuel

Dorsale

Croûte océaniqueen formation

Document 5

Document 6

Amérique du Nord Afrique

future Amérique du Nord future Afrique

Conclusion :



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La création de lithosphère océanique au niveau des zones de dorsales

Titre du document 7 : Modèle de la création de la lithosphère océaniqueau niveau d’une dorsale océanique

Basalte en coussins 5

Gabbro 7

Divergence 14

Fusion partielle 2

Croûte océanique 10

Moho (discontinuité de Mohorovicic) 13

Lithosphère océanique 11

Asthénosphère 12

Péridotites asthénosphériques 9

Chambre magmatique 3

Montée par convection de l’asthénosphère 1

Magma à composition basaltique avec des cristaux en formation 4

Basaltes en filons 6

Manteau lithosphérique : péridotites résiduelles 8

Les images

Roche A Roche B Roche C

Image d’aprèsune observa-tion en LumièrePolarisée et nonAnalysée

Petits cristaux enbaguettes, globuleuxou de forme géomé-trique : microlites

Feldspaths : trans-lucides avec unaspect « sale »

Pyroxènes : formesgéométriques légè-rement teintées enmarron pâle

Olivines : cristauxincolores translu-cides, globuleux,craquelés

Pyroxènes : formesplus géométriques,légèrement teintésjaunâtres.

Structure de laroche

Présence de micro-lites, petits cristauxen baguettes, glo-buleux ou de formegéométrique, dansune pâte : structuremicrolitique

Présence de cris-taux juxtaposés :structure grenue

Présence de cris-taux juxtaposés :structure grenue

Identification dela roche

Basalte Gabbro Péridotite

Exercice 5



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Conditions demise en placepour les rochesA et B

Le basalte à struc-

ture microlitique : il

s’agit d’une roche

volcanique qui s’est

formée en surface au

niveau de la dorsaleocéanique suite à un

refroidissement brutal

au contact de l’eau de

mer

Le gabbro à struc-ture grenue : il s’agitd’une roche mag-matique plutoniquedont le refroidisse-

ment a été lent (enprofondeur)

Les péridotitesreprésentent la par-tie non fondue despéridotites de l’as-thénosphère : péri-

dotites résiduelles

L’état des péridotites asthénosphériques pour :

Une profondeur de 200 km et une température de 1400°C : solide

Une profondeur de 200 km et une température de 2000°C : liquide+ solide

Une profondeur de 100 km et une température de 1400°C : solide

Une profondeur de 50 km et une température de 1400°C : solide+liquide

Les conditions de température et de pression permettant la fusionpartielle des péridotites asthénosphériques à l’aplomb des dorsales.

La réponse d est correcte.

Les étapes de la formation de la lithosphère océanique au niveau des

dorsales.

Mouvement de convectionmantellique (branche ascendante)

Remontée de la péridotite solidedu manteau vers la surface

Baisse de la pression (température constante)Le géotherme recoupe le solidus de la péridotite

Fusion partielle de la péridotite du manteau

asthénosphérique, naissance d'un magma

Magma (partie fondue)

GabbroFilons de micro-gabbro Basalte Pillow-lavas

Croûte océanique

Lithosphère océanique formée :manteau lithosphérique

Péridotite du manteaulithosphérique

Péridotite du manteaulithosphérique

Péridotite résiduelle(partie non fondue)

Pt°



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Quelques marqueurs des zones de subduction

Mise en évidence des marqueurs sismiques.

Coupe A : Amérique du Sud

Coupe B : Japon Nord

Coupe C :Mariannes

D/ fosse (km) P (km) D/ fosse (km) P (km)D/ fosse

(km)P (km)

Point de départ ser-

vant de référence0 0 0 0 0 0

Foyers desséismes superfi-ciels

73 -30 51 -33 75 -26

90 -33 119 -32 94 -57

135 -33 161 -43

Foyers desséismes situés àune profondeur

moyenne

280 -97 171 -86 206 -151

373 -104 216 -182 223 -192

480 -210 329 -272Foyers desséismes profonds

800 -537 585 -568252 252 -501

Mise en évidence des marqueurs volcaniques

Plaque chevau-chante

Amérique du Sud Japon Mariannes

Distance à la fossedes volcans

Caichinque(nord du Chili,

4450 m) 373 km

Chirpoï (742 m)182 km

Agrigan (965 m)214 km

Plans de subduction (plans de Wadati-Benioff) et position des volcans auniveau des plaques chevauchantes des zones de subductions considérées.

VA = volcans au niveau de la plaqueSud-américaine.

VB = volcans au niveau de la plaquePhilippines

VC = volcans au niveau de la plaqueEurasie.

Exercice 6

VA VC VB

Fosseocéanique

Distance de la fosse (km)

P r o f o n f e u r d e s f o y e r s ( k m )

200

–100

–200

–300

–400

–500

–600

400 600 800 1000

Coupe A Amérique du Sud

Coupe CMariannes

Coupe B Japon



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Les marqueurs morphologiques, sismiques et magmatiques caractéri-sant les zones de subduction.

fosse océanique, relief positif tel qu’une chaîne de montagnes ou un arcinsulaire.

une activité sismique importante est une signature des zones de sub-duction (des déformations instantanées cassantes sont à l’origine desséismes).

Les foyers sismiques liés au phénomène de subduction se répartissenten profondeur sur « une surface inclinée », dite plan de Wadati-Benioffqui part à l’aplomb de la fosse et s’enfonce sous un continent ou un arcinsulaire. Ce plan correspond au sommet de la lithosphère océanique ensubduction : c’est le plan de subduction.

L’existence de foyers sismiques jusqu’à environ 700 km de profon-

deur met en évidence l’existence d’une plaque lithosphérique plon-geante froide et cassante qui s’enfonce dans l’asthénosphère ductile(ou les déformations sont non cassantes).

Au-delà de 700 km, on n’enregistre plus de foyers sismiques : les rochesde la lithosphère océanique se comportent de manière plastique.

des volcans localisés sur la plaque chevauchante sont présents dans leszones de subduction.

1 3 0 0 ° C

PLAQUEPLONGEANTE

PLAQUECHEVAUCHANTE

Zone de convergence

croutecontinentalecroûte océanique

manteau

manteaulithosphérique

fusionpartielle

Mouvement de plaques

Magma à composition basaltique

Foyers sismiques

asthénosphére

Marqueurs morphologiques

Relief -Fosse

océanique

Relief +Chaîne de

montagnes ou arcinsulaire

Marqueurs magmatiques

Volcans associés à lachaîne de montagnes ou à

un arc volcanique

Marqueurs sismiques

Répartition des foyerssismiques suivant le

plan de Benioff-Wadati

Zone de convergence

Dorsale

0

50

100

Profondeur(km)

Zone de subduction

Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction

Un séisme est provoqué par la rupture brutale des roches de la lithos-phère en profondeur, en une zone ponctuelle, le foyer situé à la verti-cale de l’épicentre, projection à la surface de la Terre de la position duséisme en profondeur.

morphologiques

sismiques

magmatiques

Exercice 7



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La présence de séismes indique par conséquent que le matériau quise rompt est rigide et non déformable.

La tomographie sismique montre la présence d’une bande qui s’en-fonce obliquement et qui présente des vitesses sismiques plus élevées,signatures de l’existence d’un matériel plus froid. Cette bande s’en-

fonce au sein d’un matériel plus chaud (anomalies négatives).À cette bande plus froide sont associés des séismes qui permettent dedire que cette zone est constituée de matériaux cassants.

La tomographie sismique et la répartition des séismes, confirment laplongée au niveau de la fosse du Japon, de la lithosphère océaniquefroide et rigide de la plaque Pacifique dans un matériel plus chaudcorrespondant à l’asthénosphère.

Modélisation des variations de température en fonction de la profon-deur au niveau d’une zone de subduction.

Les isogéothermes s’infléchissent au niveau de la fosse, ce qui maté-rialise un plongement de ses isogéothermes.

On note une « dépression » des isogéothermes au niveau du plan de sub-

duction : la température y est plus basse que dans le manteau environnant.

Ces anomalies thermiques et foyers sismiques profonds (document 10)matérialisent la plongée de la lithosphère océanique froide au niveaude l’affrontement des deux plaques.

Le plongement de la lithosphère océanique froide à des vitesses rela-tivement élevées maintient un contraste des températures.

L’isotherme 1300°C sépare un domaine rigide (lithosphère) d’un

domaine déformable mais non fondu (asthénosphère), le tout à com-position chimique constante (péridotite).

100

200

300

400

500

600

Profondeur (km)

Zonevolcanique

Fosseocéanique

Mouvements deconvergence

1400°C1300°C1200°C

1000°C800°C

Plaquechevauchante

Plaque plongeante

Lithosphère Lithosphère

océanique

Asthénosphère plus chaude

Lithosphèreocéanique plus

froide et cassante

(séismes)

Plan de Wadati-Benioff



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Indices du raccourcissement et de l’empilement dans une chaînede montagne

Épaississement lié à unraccourcissement

Charriage PliChevauchements

profonds et superficiels

Épaississement lié à un empilementd'écailles crustales

Écaillescrustales

Relief positif :montagnes

Importanteracine crustale

Croûtecontinentale

Manteau

lithosphérique

100

10

20

30

4050

60

Profondeur(km)

Exercice 8



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A. Pour débuter

Le modèle de la tectonique globale : un modèle prédictif

Croûtecontinentale

Manteaulithosphérique

Manteausupérieur

Croûteocéanique

Divergence

Convergence

Dorsale Subduction

CollisionChambre magmatique

Subduction

Chambre magmatique

La chambre magmatique est localisée au niveau de la croûte océaniqueà l’axe de la dorsale.



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Les structures géologiques observées actuellement dans les chaînesde montagnes et les questions qu’elles suscitent.

Documents 2a et 2b : Dans les Alpes comme dansl’Himalaya, se trouvent des sédiments d’originemarine et des ophiolites.

Le document 3 précise que les ophiolites sont desfragments de lithosphère océanique constitués debasaltes, gabbros et péridotites.

Document 2 : on constate de plus que ces struc-tures constituent une suture, c’est-à-dire une zonede contact, dans les Alpes, entre les marges conti-nentales de la plaque européenne et de la plaqueafricaine, et dans l’Himalaya, entre les margescontinentales de la plaque indienne et de la plaque

eurasiatique. Cette suture ophiolitique correspondaux restes d’un ancien océan aujourd’hui disparu.

Quels sont les témoinsdans une chaîne de colli-sion, de la présence d’unancien domaine océa-nique ?

Le document 2b montre qu’au niveau de l’Himalaya

il existe associés aux ophiolites (lithosphère océa-

nique) des sédiments de prisme d’accrétion, sédi-

ments qui peuvent se trouver au niveau de certaines

fosses de subduction, et des granites de subduc-

tion.

Quels sont les témoinsdans une chaîne de col-lision d’une subductionocéanique puis continen-tale ?

Documents 2a et 2b : Les sédiments marins, lessédiments de prisme d’accrétion et les ophiolites

sont actuellement en altitude et appartiennent audomaine continental.

Document 3 : les ophiolites sont des fragments delithosphère océanique portés en altitude dans uncontexte de convergence.

Quels sont les témoinsd’une remontée vers la

surface au cours de lacollision de matériauxpréalablement enfouis aucours de la subduction ?

Les premiers constats effectués doivent être suivis d’études plus pous-sées afin de comprendre les mécanismes qui permettent la formationdes chaînes de montagnes.

B. Cours

Montrer que les ophiolites du Chenaillet sont des roches vestiges d’uneancienne lithosphère océanique.

L’observation microscopique de l’association minérale présente dansune roche permet de connaître les conditions de pression et tempé-rature subies au cours du temps. Il s’agit de tracer le trajet Pression-Température d’un gabbro du Chenaillet.

L’exploitation va être présentée sous la forme d’un tableau.

Activité 1



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Le type de donnéesfournies

par le document

Les observations effectuéesau niveau du document

La ou les déductions

Documents 4 et 5 : géologie des ophio-

lites du Chenaillet

Les ophiolites du Chenaillet sont consti-tuées de basaltes en coussins, de gabbros

et de péridotites métamorphisées, quiactuellement sont situés entre 2100m et2650 m d’altitude

Ces ophiolites constituent unfragment de lithosphère océa-

nique qui se retrouve en altitudedu fait de la collision alpine.

Document 6 : Les gabbros du Che-naillet et leur compo-sition minéralogique

Tous les gabbros présents au niveau duChenaillet n’ont pas exactement la mêmecomposition minéralogique :

C1 : feldspaths plagioclases et pyroxènesà l’équilibre (composition d’un gabbro seformant au niveau d’une dorsale)

C2 : feldspaths plagioclases et pyroxènesentourés d’amphibole (hornblende)

C3 : feldspaths plagioclases, pyroxènes,hornblendes, mais aussi actinotes (autreamphibole) et chlorites

Les minéraux de C1 étant à l’équi-libre, on peut supposer que cesminéraux, à un moment donné,n’ont plus été à l’état d’équi-libre, puisque dans C2 apparaîtun autre minéral, la hornblende,qui les sépare. Ils ont été désta-

bilisés. Une nouvelle déstabilisa-tion est sans doute à l’origine deC3 puisque de nouveaux miné-raux sont présents.

Quelle est l’origine de cette dés-tabilisation ?

Document 7 : Lesconditions de tem-pérature et de circu-lation d’eau de mer

au niveau du plan-cher océanique

Les gabbros cristallisent au niveau desdorsales dans certaines conditions detempérature et de pression. Dans la croûteocéanique fracturée circule de l’eau de mer

à l’origine d’une hydratation des roches etd’un refroidissement.

La lithosphère océanique qui vient de seformer est constituée de minéraux nonhydratés alors que la lithosphère océa-nique transformée suite aux circulationshydrothermales présente des minérauxhydratés tels que les amphiboles et lachlorite.

La présence d’eau et la diminu-tion de température due à l’éloi-gnement de la dorsale sont àl’origine d’un changement des

conditions initiales de forma-tion des gabbros : les minérauxsont déstabilisés et de nouveauxminéraux hydratés apparaissent.

On peut supposer que C2 et C3proviennent d’une déstabilisa-tion et donc d’une transforma-tion d’un gabbro de dorsale detype GA auquel correspond C1,suite à l’hydrothermalisme qui

affecte la croûte océanique.Document 8 : lesdomaines de stabi-lité des assemblagesminéralogiques desgabbros suivant leurlocalisation par rap-port à la dorsale :

Chaque minéral possède un domaine destabilité : éventail de pressions et tempé-ratures à l’intérieur duquel un minéral ouune association minérale est stable corres-pondant aux conditions de sa formation.En dehors de ce domaine, il y a déstabilisa-tion : il y a alors des transformations et /ou

On peut replacer C1, C2 et C3dans ce diagramme P-T :

C1 correspond à GA, C1 C2(réaction 1) et C2C3 (réac-tion 2).



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ce diagramme a étéconstruit à partirde résultats d’ex-périences réaliséessur des associations

minérales dont on afait varier les condi-tions de P et T

des interactions des minéraux entre eux,ce qui aboutit à la formation de nouveauxminéraux plus stables dans les nouvellesconditions. Cette transformation structu-rale et minéralogique des roches appelées

métamorphisme implique des réactionschimiques (réactions 1 ou 2) à l’état solideentre les minéraux.

GA correspond à un gabbro de dorsale quicristallise dans la croûte (profondeur 5 à 7km), à une pression faible et une tempéra-ture inférieure à 1100°C.

Le trajet Pression–Température d’un gabbro du Chenaillet

C1C2C3

2000 400 600 800 1000 1200

30

25

20

15

10

5

0

35

Température(°C)

Profondeur (km)

PlagioclaseHornblende

ActinoteChlorite

PlagioclaseAmphibole

(hornblende)Eau

PlagioclasePyroxène

Eau

S o l i d u s

d u

g a b b r o

Conditionsnon

réa

liséesdanslanature

1 GA2

0

1

0,5

Pression(GPa)

Bilan :



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Les indices de la présenced’un ancien océan

Les indices de collision

Documents 4 et 5

Présence d’ophiolites c’est-à-dired’une ancienne lithosphère océaniqueconstituée de basaltes en coussins,gabbros et péridotites.

Documents 6, 7 et 8

Présence dans les gabbros du Che-naillet, d’associations minérales mon-trant un métamorphisme dû à l’hydro-thermalisme qui affecte la lithosphère

océanique au niveau d’un océan. Lesgabbros de dorsales se transformentà terme en métagabbros du facièsSchistes Verts (document 16b) carac-térisés ici par l’association minérale :Feldspaths plagioclases, Actinote,Chlorite.

Document 10

Présence de radiolarites, roches sédi-mentaires d’origine marine résultant

de l’accumulation de squelette sili-ceux d’organismes planctoniquesmarins unicellulaires, les radiolaires,déposés au niveau des plaines abys-sales.

Documents 4 et 5

Actuellement les ophiolites du Che-naillet sont situés entre 2100m et2650 m d’altitude.

La disposition des différentes rochesest oblique par rapport à la disposi-tion horizontale qu’elles présentent auniveau du plancher océanique.

Rechercher les preuves de l’existence d’une marge continentalepassive

Il s’agit de dégager les caractéristiques morphologiques, tectoniqueset sédimentaires d’une marge continentale passive actuelle comme lamarge de Galice. Les marges continentales constituent le domaine detransition entre continent et océan. Aux marges actives, on oppose lesmarges passives ou stables qui sont des régions calmes à faible activitésismique ou volcanique.

Activité 2



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Caractéristiquesmorphologiques

Caractéristiques tecto-niques (déformations)

Caractéristiquessédimentaires

Trois unités plus oumoins profondes se

succèdent en partantdu littoral : le plateau continental (0 à 200m),prolongement du conti-nent, le talus continen-tal (200 à 3000-4000m) et le glacis (3000à 5000 m), surfacequasiment plane, oùla bordure continen-tale (lithosphère conti-

nentale) se raccordeaux fonds océaniques(lithosphère océa-nique).

Les caractéristiques tec-toniques des marges

passives ont été déter-minées à partir de tech-niques sismiques etde forages (documents12b et 12c). les margespassives présententun amincissement dela croûte continentale (document 13) depuisla zone émergée jusqu’àsa limite où la bordure

continentale (lithos-phère continentale)se raccorde aux fondsocéaniques (lithosphèreocéanique). La partiesupérieure de la croûteest découpée en blocsbasculés, séparés pardes failles normales, pasou peu actives actuel-lement qui témoignentd’une extension contem-poraine de la formationd’un rift (document 13).

La croûte fracturée estrecouverte de sédiments

de nature différente. Lesmarges passives stablessont des pièges sédimen-taires.

Leurs sédiments peuventdonc fournir des rensei-gnements sur l’histoire ducontinent.

Les séries sédimentairesprésentant actuellement

une disposition en éventail ( séries sédimentaires 2 des documents 12b, cet 13a) : elles se sontdéposées initialement àl’horizontale sur un socleinstable, en phase defracturation sous l’effetde l’extension ; elles sontcontemporaines de la for-mation du rift.

Les séries sédimentaires( séries sédimentaires 3 des documents 12b, c et13b), qui sont en positionde dépôt, à l’horizontale :elles se sont forméeslorsque la dorsale océa-nique a commencé à fonc-tionner.

La collision entre deux blocs continentaux met en contact deux margescontinentales qui en se déformant sont à l’origine de la chaîne de mon-tagnes. Certaines parties de ces marges conservent leur structure ini-tiale, malgré les déformations dues à la collision. Il s’agit de montrerque les structures présentes au niveau du Massif du Taillefer dans lesAlpes, sont les témoins d’une ancienne marge continentale permettantde dater la période de la fracturation continentale.



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Le massif du Taillefer présente des affleurements de socle continentalconstitué de roches métamorphiques et magmatiques (comme le granite),fracturé par des failles normales (3 sont visibles dans le document 11)plus ou moins parallèles. Ces failles délimitent des blocs basculés, ména-geant entre eux des zones où les sédiments se sont accumulés. Les failles

normales et les blocs basculés constituent des structures semblables àcelles des marges continentales passives actuelles telles que la margede Galice (document 12).

Le Jurassique inférieur et moyen présente des couches plus ou moinsdisposées en éventail et date donc la période de fracturation en distensionqui forme le rift. La présence de fossiles d’Ammonites et de Belemnites,mollusques marins et de Crinoïdes, organismes vivant fixés sur les fondsmarins, témoigne de l’existence de la mer à cette époque.

Le Jurassique supérieur et le Crétacé sont constitués de couches prati-quement horizontales. Les fossiles d’Ammonites et de Calpionelles témoi-

gnent d’une mer plus profonde qui accompagne l’existence d’un domaineocéanique ancien qui apparaît donc au Jurassique supérieur.

Cette région des Alpes correspond à une ancienne marge continentaleet témoigne de l’étirement et de l’amincissement d’un continent ce quia abouti à sa rupture.

L’interprétation des observations effectuées sur cet affleurement permetd’établir une succession de différents phénomènes :

Une extension fracture la croûte continentale et forme des blocs basculés( document 11 ).

La divergence des domaines continentaux ainsi fracturés se poursuit : il ya formation d’un domaine océanique comme en témoignent les fossilescontenus dans les roches sédimentaires du Jurassique et du Crétacé

Des indices de raccourcissement montrent que les marges continentalessont déformées au cours de la collision.

La coupe figurée dans l’encadré, montre des plis et une faille inverse pos-térieure au jurassique moyen, terrain recoupé par la faille le plus récentfiguré sur cette coupe. Ces plis et cette faille inverse témoignent doncd’un raccourcissement.

Ces observations permettent de continuer la chronologie des phénomènesqui ont affecté cette région : la divergence cesse et est remplacée parune dynamique de convergence aboutissant à la fermeture du domaineocéanique et à une collision dont témoignent la faille inverse et les plis.

Rechercher au niveau de massifs ophiolitiques alpins les indicesd’un métamorphisme lié à une subduction océanique ayant pré-cédée la collision

Activité 3



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Lieu de prélèvement deséchantillons observés

ChenailletDocuments de l’activité 1

QueyrasDocument 14

Mont Viso

Roche(s) Roches constitutives

d’une ancienne lithos-phère océanique : Méta-basaltes, Métagabbros,et Métapéridotites

Roches constitutives

d’une ancienne lithos-phère océanique : Méta-basaltes, Métagabbros,et Métapéridotites

Document 15a Roches

constitutives d’uneancienne lithosphèreocéanique : Métaba-saltes, Métagabbros,et Métapéridotites

Minéraux C1 : Feldspaths plagio-clases et pyroxène

C2 : Feldspaths plagio-clases, Pyroxène, Horn-blende,

C3 : Feldspaths plagio-

clases, Actinote, Chlorite.

Document 14

Q1 : Feldspaths plagio-clases, Pyroxène, Acti-note, Glaucophane.

Document 15b

V1 : Epidote, Quartz,Glaucophane, Grenat,

Jadéite

Domaine de stabilitédes différents miné-raux (document 16a) :

Pression

Température

C1

P < 0,25 GPa

T =1100 à 700°C

C2

P < 0,25 GPa

T=700 à 400°C

C3

P < 0,25 GPaT=400 à 300 /200°C

Q1

P=0,8 à 1 GPa

T =400 à 300°C

V1

P= 1,8 à 2 GPa

T= 450 à 550°C

Faciès métamorphique(document 16c)

C3 : faciès Schistes Verts Schistes Bleus Eclogites

Âge en Ma corres-pondant à l’âge pourlequel les roches ontété soumises à unepression maximale.

-150 à -146 - 90 à - 50 (l’âge varieselon l’affleurementconsidéré).

- 50 à - 48

Contexte géodyna-mique (roches indica-

trices d’une expansionocéanique, d’une sub-duction ; indiquer laprofondeur atteinte)

Les ophiolites du Che-

naillet correspondent,

du fait des composi-

Corrigé Svt terminale S

Documents

Transcript of Corrigé Svt terminale S