Td corrigé Partie 1 : La convergence lithosphérique et ses effets - Free pdf

Partie 1 : La convergence lithosphérique et ses effets - Free

Corrigé de l'exercice n° 1 hydrologie potamologie. .... La longueur du cours d'eau est de 5 km ...... -Caractéristiques géomorphologiques : cf. tableau infra ...




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Partie 1 : La convergence lithosphérique et ses effets

: Convergence et subduction


Intro : Rappels de 1ère S
la surface du globe est découpée en plaques lithosphériques rigides
aux frontières de ses plaques il y a des mouvements (éloignement, rapprochement coulissement) mis en évidence par l’activité sismique
certaines frontières (dorsales, accrétion, frontières divergentes) sont le lieu de création de nouveau matériel lithosphérique océanique (petit schéma dorsale)

Le rayon terrestre étant fixe au cours des temps géologiques (environ 6400 km), quels sont les phénomènes qui permettent de compenser la création de matière au niveau des dorsales ?

Convergence : rapprochement de deux plaques lithosphériques (rapprochement de repères fixés aux plaques, destruction de surface lithosphérique et formation de reliefs)

. La convergence se traduit par la disparition de lithosphère océanique dans le manteau (= subduction)

Les zones de subduction (TP1 Sismolog)
Ce sont des marges dites actives (activité sismique et /ou volcanique).
Les marqueurs topographiques
Zone de subduction Océan-Continent
Exemple de la subduction Plaque Pacifique – Plaque sud-américaine (Cf. TP1)
Doc 1b et 2 p 212/213 + Distribution correction profil TP1
La zone de subduction étudiée en TP présente des particularités topographiques avec un relief positif élevé (Cordillère des Andes 4500 m) un relief négatif important (Fosse étroite- 7000 m). Au sein de la cordillère, des édifices volcaniques sont également visibles

Exemple de la subduction au nord du Japon Plaque Pacifique –Plaque Eurasienne
Cette zone de subduction possède également un relief négatif élevé (fosse à – 10000 m), un relief négatif plus modeste (bassin arrière-arc), et un relief positif (arc insulaire = îles volcaniques disposées en arc de cercle)

Schéma d’après transparent « Interprétation de la coupe nord japon

Zone de subduction Océan-Océan
Certaines zones de subduction mettent en contact deux plaques lithosphériques océaniques, on parle alors de subduction intra-océanique ou Océan-Océan. C’est le cas des Antilles

Exercice 4 p 234 à faire pour jeudi prochain

Conclusion : Les zones de subduction sont toujours caractérisées par la succession d’un relief négatif étroit et profond, la fosse, à laquelle succède un relief positif (cordillère ou arc) portant des édifices volcaniques. Parfois un autre relief négatif est visible : le bassin arrière-arc.

Les marqueurs tectoniques
Répartition des foyers des séismes : exemple des Andes
Dans les zones où la topographie présente les particularités décrites au 1), il y a une forte sismicité, signe de phénomènes tectoniques importants. Les séismes possèdent une répartition remarquable en fonction de la profondeur et de la distance à la fosse. Ils permettent d’interpréter ce qui se passe en profondeur dans ces zones.

Profil TP1 .


Subduction d’une plaque lithosphérique océanique sous une plaque lithosphérique continentale, côte ouest de l’Amérique du Sud

La répartition des séismes en profondeur dessine la plaque lithosphérique océanique plongeant sous la plaque continentale : la structure ainsi mise en évidence est appelée plan de subduction ou plan de Wadati-Bénioff du nom de ses inventeurs. La forte sismicité est due à la résistance rencontrée par la plaque subductée (frottements contre la lithosphère continentale pour les séismes superficiels >70 km, frottements entre le panneau plongeant et l’asthénosphère séismes moyens (70-300 km) et profonds (300 à 700 km)).
Rmq : L’angle de plongement varie suivant les zones de subduction.

Le prisme d’accrétion : ex Oregon
Cette structure n’est pas visible dans toutes les zones de subduction.
Doc 1b et 2 p 215.
Sur le bord de la plaque continentale, il existe une topographie particulière des sédiments : ils sont plissés. Le plissement est faible près de la fosse et devient de plus en plus intense lorsque l’on s’approche du continent.
Cette structure appelée prisme d’accrétion sédimentaire correspond à l’accumulation de sédiments océaniques décollés de la plaque plongeante et compressés contre la bordure continentale.
Le prisme peut combler totalement ou partiellement la fosse. Son importance dépend de la puissance de la série sédimentaire portée par la plaque lithosphérique océanique plongeante et de la vitesse du plongement (une vitesse lente favorise une taille importante).
La forme des sédiments au sein du prisme met en évidence la déformation induite par les mouvements tectoniques de compression. A l’échelle des sédiments cela permet de former un relief positif, le prisme, et à l’échelle de la lithosphère continentale, cela permet d’expliquer la formation des cordillères.















Le volcanisme
L’activité volcanique est aussi le signe de mouvements tectoniques importants. Elle sera détaillée dans le III.

CC : Les zones de subduction sont caractérisées par la présence de différents marqueurs tectoniques

Les marqueurs thermiques
Doc 1 p 218.
Au niveau des zones de subduction, le flux géothermique (flux de chaleur émis par la Terre en surface) présente une anomalie négative prononcée. Le flux moyen de chaleur en surface est moins important que la valeur moyenne calculée au sein de l’asthénosphère (Doc 1a).
D’autre part, si par modélisation, on estime la température du matériel lithosphérique et asthénosphérique en fonction de la profondeur, les valeurs présentent également des anomalies négatives (les températures calculées sont moins élevées que les températures prévues par le modèle dans des régions stables tectoniquement où le flux de chaleur s’accroît régulièrement avec la profondeur) (Doc 1b).
L’estimation des températures en profondeur permet de tracer des isothermes : ce sont des courbes qui relient tous les points à la même température. La limite lithosphère asthénosphère est définie par l’isotherme 1300°C. En traçant les isothermes à partir du Doc 1b, on peut remarqué que les isothermes s’infléchissent au niveau de la fosse et que la limite litho-asthénosphère plonge en profondeur ; les isothermes dessinent également la plan de Bénioff où le matériel froid du panneau plongeant s’enfonce dans l’asthénosphère plus chaude , les échanges thermiques entre le matériel lithosphérique et asthénosphérique se font très difficilement, si bien que même à 600 km de profondeur, le panneau plongeant est toujours plus froid que le matériel asthénosphérique environnant.

CC : Les zones de subduction sont soulignées par une anomalie négative du flux géothermique caractérisant la présence d’un matériel froid (donc rigide et cassant), le panneau océanique plongeant dans du matériel plus chaud (donc plus mou et ductile), l’asthénosphère.


Bilan A :
La lithosphère océanique s’enfonce sous la marge active d’une plaque comprenant :
- une croûte continentale (cas des Andes : plaque pacifique sous plaque sud américaine), on parle de subd. océan-continent ;
- ou une croûte océanique (cas des Antilles : plaque atlantique sous plaque Caraïbess, Antilles), on parle de subduction océan-océan.
Les caractéristiques principales des zones de subduction sont :
La présence de reliefs particuliers (positifs et négatifs).
Un prisme d’accrétion,
Une activité magmatique importante. *vu plus tard (III)
Une déformation lithosphérique importante.
Une répartition particulière des flux de chaleur.
Une distribution géométrique particulière des séismes qui matérialise le plongement d’une portion rigide de lithosphère à l’intérieur du manteau plus chaud et ductile.

Comment peut-on expliquer la plongée d’une plaque océanique ?

Le moteur de la subduction
Les zones de subduction sont géographiquement limitée et bordent de large morceaux de lithosphère océanique : Quelle(s) modification(s) de la lithosphère océanique explique son plongement ?

Le flux géothermique
Rappel : évolution du flux géothermique de la dorsale à une zone de subduction










La densité
Calcul : Activité 2 p 219.
D2 = (6*3 + 40*3.3)/46 = 3.04
D3 = 6*3 + 50 *3.3 / 56 = 3.26
D4 = 6*3 + 100 * 3.3 / 106 = 3.283
D5 = 6*3 + 120 * 3.3 / 126 = 3.285
D6 = 40*2.82 + 90*3.3/130 = 3.15

Maintien de la plaque en surface (car « tenue par les bords ») jusqu’à ce qu’un des points de fragilités (marges passives) cède et crée une zone de subduction

CC : L’évolution de la lithosphère océanique (6km de croûte + x km) de manteau sup jusqu’à l’isotherme 1300°C) qui s’éloigne de la dorsale s’accompagne d’une augmentation de sa densité, jusqu’à dépasser la densité de l’asthénosphère (3,25) : cette différence de densité est l’un des principaux moteurs de la subduction (les autres n’étant pas au programme).

Bilan I (Retour à la conclusion du A) Les contraintes associées au plongement de la plaque provoquent des déformations, la formation de reliefs, un flux de chaleur anormal et des séismes. Mais comment peut-on expliquer la production de magmas ?


. Le magmatisme associé à la subduction
Un volcanisme particulier
Le Mont St Helens : article
Doc 2 p 221 : Saisir et synthétiser des informations
CC : Les zones de subduction sont caractérisées par un volcanisme de type explosif dû à la viscosité des magmas qui retient les gaz (vapeur d’eau notamment). Une fois arrivés en surface ces magmas dégazent brutalement et produise une explosion qui détruit tout ou partie de l’édifice volcanique.

Le magmatisme associé aux zones de subduction
Rappels microscope polarisant et teintes de polarisation
TP2 : Lames minces et échantillons à rendre
Pour chacune des lames observées : andésite, rhyolite, gabbro, granodiorite, granite, métagabbro,
dessin
légender les minéraux (se servir de la planche d’identification)
Identifier le type de roche (volcanique / plutonique)
Identifier le type de lave (basalte,…)
Conclure sur les minéraux dominants, les éléments chimiques dominants et sur l’origine possible du magma en justifiant votre conclusion

Docélèves : TP corrigé +
Compo minéralogique et chimique
Les roches magmatiques effusives
Andésite

Rhyolite

Les roches magmatiques plutoniques : les granitoïdes


En surface de zones de subduction on retrouve après une érosion plus ou moins importante des roches grenues issues de magmas ayant cristallisés lentement. On retrouve en assez grandes quantités de la diorite et du granite (Japon et côte ouest Am). Ces roches se trouvent aussi dans des zones maintenant tectoniquement stables qui furent autrefois des zones de subduction (Diorite hercynienne Massif Central).

Conclusion : Le magmatisme associé aux zones de subduction crée de la croûte continentale. hypothèses de formation des magmas andésitiques, rhyolitiques et granitiques (schéma prod élèves)

Bilan : Le magmatisme associé aux zones de subduction est de type explosif. Les roches fabriquées sont l’andésite, la rhyolite et des granitoïdes.

. L’origine du magma. cours
Quelles roches fondent pour donner naissance au magma ?
Les roches à l’origine du magma.
Candidats potentiels :
plaque plongeante (basalte/gabbros)
manteau lithosphérique (péridotites) 45 SiO2, 41 MgO (75% Ol, 20 Pyr, 5 spin)
croûte continentale (composition moyenne granitique)
manteau hydraté
Tester chaque hypothèse.
Il y a forcément une participation d’au moins deux roches pour la genèse des magmas.

L’eau abaisse le point de fusion des péridotites et provoque leur fusion partielle. Le liquide ainsi formé constitue le magma caractéristiques des zones de subducition.
Le magma provient de la fusion partielle des péridotites au-dessus du plan de Bénioff, cette fusion est due à l’hydratation du manteau.
Pb : d’où vient cette eau ?

L’origine de l’eau lors de la subduction
Des roches hydratées
( eau de porosité, faible
Des roches témoins de la subduction
Minéralo Schistes verts-Schistes bleus- Eclogite p 220
( Libération de l’eau au cours du métamorphisme.
Voir doc Histoire d’un gabbro de la croûte océanique
Méta HP-BT
Déf Méta
Déf faciès
L’eau provient de la déshydratation des roches de la plaque plongeante. Le long du plan de Bénioff, les roches de la lithosphère océanique sont soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se déshydratent. Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent.
CC : Le magmatisme des zones de subduction est lié à la fusion du manteau lithosphérique (péridotites) au dessus la plaque plongeante et à la contamination crustale des magmas lors de leur remontée lente dans l’encaissant continental. Ce magmatisme ne peut se faire sans la présence d’eau relâchée par les minéraux de la plaque océanique au cours de leur plongement (augmentation de la température avec la profondeur( Méta HT-BP)
Schéma photocopié

Bilan
La convergence se traduit par la disparition de lithosphère océanique dans le manteau, ou subduction qui s’explique par l’augmentation de la densité de la lithosphère océanique au cours du temps. La subduction est l’un des principaux moteurs de la tectonique des plaques.

Ouverture Chapitre 2 : obduction
Que se passe-t-il quand par le jeu d’une zone de subduction, il y a affrontement de deux lithosphères continentales de même densité ? Quels sont les effets de la convergence sur ces lithosphères ?

Convergence et collision

Les Alpes s’étendent sur près de 1000 km du bassin méditerranéen à l’Autriche. Son extension horizontale atteint 500 km par endroits et elle culmine à 4810 m (Mont Blanc). Cette chaine forme un arc à l’extrémité ouest. Cet arc est nommé Alpes franco-italiennes.
Ce sont des montagnes dites jeunes, qui se sont soulevées durant le IIIr.


. Les traces de la collision
Traces de la collision en surface
TP1 Cartographie dans les Alpes : carte Annecy 250000.
Situation des grands ensembles alpins. Recherche de structures. + Photos livre p 248/249
Plus activités p 249.
Des plis
Schéma en carte + coupe
Des failles inverses
Schéma en carte plus coupe
Des charriages
Nappe de charriage
Charriage
( identifier le front pennique
Rmq : fenêtre

Distribuer schéma structural

CC : la géomorphologie des Alpes franco-italiennes présente d’importantes marques d’un raccourcissement (plissement) et d’un épaississement (superposition de terrains, charriage). Les différents types de comportement des roches (déformation ductile/cassante) indiquent que certaines ont subi la déformation en profondeur (ductile, chaud) et d’autres en surface (froid cassant)

Traces de la collision en profondeur
Coupe géologique
Les structures observées en surface ne permettent pas d’avoir une interprétation de ce qui se passe en profondeur. Il faut donc recourir à des techniques permettant de faire une « échographie » de la partie profonde de la chaîne de montagnes.

Profil Ecors
Ecors est le nom d’un programme scientifique d’enregistrement de profil sismique.
On se sert des propriétés des ondes sismiques qui changent de direction (réflexion/réfraction) lorsqu’elles changent de milieu et a fortiori d’entité géologique. On mesure les vitesses de ces ondes et on les reporte sur un graphique.

Profil ecors transparent
p250
remarque : profondeur par rapport au doc distribué (crdp)

Ces données sont interprétées par les géologues qui proposent un modèle de structure profonde de la chaîne (il y a donc presque autant d’interprétation différentes que de géologues…)ex doc 1 p 250 + act 1
Modélisation
P 251 : modèle analogique avec différents matériaux
Les modèles permettent de faire un choix des interprétations les plus probables (à condition qu’il respecte suffisamment les données réelles : densité, épaisseur, comportement des roches, résistance à la déformation…).
Notion de prisme d’accrétion crustale : activité 2 ,3 p 251


Bilan : B : Affrontement de terrains « italiens » ou adriatiques et de terrains français
Schéma structural à compléter

Bilan I : Les Alpes franco-italiennes montrent une topographie particulière (relief associé à une racine crustale) et des plis, des failles, des charriages. Ceci est le signe d’un raccourcissement horizontal et d’un épaississement de la croûte continentale. Ils sont dus à l’absorption des forces de compression liées à la convergence.

Comment expliquer la collision de 2 lithosphères ?

. Les témoins d’un ancien domaine océanique. TD
Des failles normales (extension)
traces d’un ancien rift
blocs basculés
p 244/245 act 1 et 2

Bilan A : Il existe des traces d’une tectonique en distension dans les Alpes qui a précédée la collision. Il s’agit d’un ancien rift et de marges passives fossiles.

Des roches marines.
Des sédiments
P242/243
Act 1 et 2
Petit profil sédimento : détritique/calcaire/radiolarite

Les séries sédimentaires mésozoïques peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres d’épaisseur et sont assez variées suivant leur localisation. La sédimentation dépend de la position par rapport aux blocs basculés (haut fond, iles, bassins…). Moins la profondeur est importante plus la sédimentation est détritique et faible. Plus la tranche d’eau est importante, plus la sédimentation se fait rapidement.


Les ophiolites : une croûte océanique en altitude.
Massif ophiolitique du Chenaillet
On retrouve en altitude : des péridotites (manteau lithosphérique), en dessous des gabbros, puis encore plus bas des basaltes dont des basaltes en coussin (pillow lava) caractéristiques des fonds océaniques.
( il y a un morceau de lithosphère océanique qui a été portée en altitude par des mouvements tectoniques (elle est à l’envers…).
Ce morceau de lithosphère océanique en altitude est appelé cortège (série) ophiolitique (serpent) ou ophiolites. Les mouvements qui l’ont conduit en altitude sont appelés mouvements d’obduction (en opposition à subduction…).
Bilan II : Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des témoins d’un ancien océan : marges passives (blocs basculés) sédiments marins (calcaires et radiolarites), et de lithosphère océanique non subduite (ophiolites). Ils sont la preuve qu’un océan se trouvait à la place des Alpes avant leur formation. Cet Océan est nommé Océan liguro-piémontais. Les marges passives de l’océan liguro-piémontais ont été réunies par la convergence lithosphérique.
Comment les 2 lithosphères continentales sont-elles entrées en collision ?

. Les indices de la fermeture de l’océan alpin. Cours
Métamorphisme et subduction.
Méta HP-BT SV-SB-Eclogite est caractéristique des zones de subduction actuelles ( actualisme : et aussi des zones fossiles
P246

La répartition des roches métamorphiques.
Doc répartition du métamorphisme
Le métamorphisme est décroissant d’ouest en est. C’est donc probablement dans ce sens se faisait la subduction.

Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des roches qui contiennent des témoins minéralogiques des conditions de pression et température d’une subduction. Il s’agit d’éléments d’une ancienne lithosphère océanique subduite puis ramenée en surface (ophiolites).
Conclusion : Une chaîne de montagnes se forme en trois temps : une ouverture océanique, une convergence avec subduction et enfin une collision.
Après la collision, la chaîne de montagnes est le lieu d’une évolution tardive : érosion en surface, fusion partielle en profondeur.
Bilan schématique maintenant (complété sur subduction après chapitre 2) : série de schéma retraçant l’histoire des Alpes de la naissance du rift téthysien à la collision.









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Chaîne de montagnes

Marge passive

Plaine abyssale

Séismes moyennement profonds

Séismes profonds

E

W

Séismes superficiels


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