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exercice type 2  le passé du massif central

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exercice type 2  le passé du massif central

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schéma bilan à compléter avec les indices des différents stades

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schéma bilan à compléter avec les indices des différents stades

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Vieterre - Parce que les SVT sont ma seule joie et mon unique raison de vivre...:)

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Introduction

Cela permet d'identifier les zones de divergence et les zones de convergence et de mettre en avant leurs caractéristiques respectives :

Les zones de divergence correspondent aux dorsales océaniques à l'origine de la lithosphère océanique, on parle d'accrétion océanique.

Les zones de convergence correspondent soit à la disparition d'une lithosphère océanique sous une autre lithosphère, c'est la subduction, soit à la rencontre de 2 lithosphères continentales qui entrent alors en collision.

Ce qui est intéressant, à travers les différents marqueurs que l'on peut retrouver à la frontière des plaques lithosphériques, est qu'on peut les utiliser afin de retracer le passé mouvementé de notre Terre.
Photo de couverture : Chenaillet JB
Problèmes : Comment mettre en évidence les traces passées de l'histoire mouvementée de la Terre ?
REMARQUE IMPORTANTE :
Ce cours mobilise les acquis de la classe de première sur la tectonique globale (essentiellement les marqueurs de collision ou d'extension) ce qui sert à reconstituer l'histoire géologique de la Terre et la paléogéographie.

I- La lithosphère en mouvement

A- La notion de lithosphère

La lithosphère représente l' enveloppe rocheuse solide et rigide externe de la Terre. Elle se compose de la croûte (continentale ou océanique) additionnée de la partie supérieure du manteau. La lithosphère continentale et la lithosphère océanique ont des densités différentes, essentiellement dues à une composition différente des croûtes ( basaltes & gabbros pour la CO et granitoides pour la CC). Cette enveloppe repose sur une enveloppe solide mais déformable, l'asthénosphère.

Rappel : NE PAS CONFONDRE !
Il ne faut surtout pas confondre croûte et lithosphère. La croûte fait partie de la lithosphère avec une partie du manteau supérieur. C'est la lithosphère, bien qu'animée de mouvements, qui n'est pas déformable, contrairement à l'asthénosphère. Si la croute à une composition différente du manteau lithosphérique, les deux ont en revanche bien le même comportement solide, c'est à dire rigide et cassant. L'asthénosphère en revanche est déformable ou ductile.

Doc.1 : La structure de la Terre dans les 3000 premiers km de profondeur.

B- Les limites de plaques

La lithosphère est en mouvement, en liaison avec les courants de convection plus profonds. La lithosphère se crée, et se recycle au gré de ces mouvements dont les limites sont caractéristiques. Ces limites de plaques ont d'ailleurs été vues en 4 e et on apprend à en reconnaitre les marqueurs en 1 ère.

Divergence

Les zones divergentes : sont des zones sismiquement actives (faibles et moyennes profondeurs). Elles caractérisent les dorsales et leur rift. Grâce à une décompression adiabatique du manteau, le volcanisme est très actif et génère en surface du basalte, plus profondément du gabbro et au niveau du manteau de la péridotite (le tout s'appelle ophiolite). Ces zones mettent en place les lithosphères océaniques de part et d'autre du rift et les vitesses de mise en place de la lithosphère océanique sont dépendantes des zones de subduction elles-mêmes.Le métamorphisme associé est un métamorphisme hydrothermal.

Convergence

Les zones convergentes : sont des zones sismiquement actives (faibles, moyennes et grandes profondeurs). Elles caractérisent les rencontres de plaques :

Deux exemples de convergence

Zones de subduction : Elle est le résultat de la rencontre entre 2 lithosphères océaniques ou entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale. Une lithosphère plus dense coulisse sous une lithosphère moins dense. La déshydratation des roches océaniques par métamorphisme entraîne une hydratation du manteau sus-jacent et sa fusion partielle générant ainsi un volcanisme explosif en surface. Les zones de subduction sont responsables de la mise en place de la croûte continentale. La succession du métamorphisme affectant les roches nous permet de déterminer des zones de subduction passées. Le métamorphisme de subduction est un métamorphisme de haute pression et basse température.

Zones de collision : Elles sont caractérisées par un relief élevéet sont le résultat de la rencontre de 2 lithosphères continentales. Il n'y a pas de volcanisme associé. On peut aller jusqu'à parler de subduction continentale, si une lithosphère passe sous une autre engendrant du métamorphisme de haute pression dont le marqueur est la coésite, minéral métamorphique du quartz.

Complément : un zone supplémentaire est à rajouter : les zones de coulissement

Les zones de coulissement ou de décrochement : Lorsque deux plaques lithosphériques coulissent l'une contre l'autre en sens inverse, la zone de contact s'appelle faille transformante. Le coulissement n'est pas continu : la tension s'accroît jusqu'à un relâchement brutal. C'est la rupture des roches qui provoque alors un séisme. Exemple de la faille de San Andréas. On attend de très gros séismes le long de cette faille car certaines contraintes ont été accumulées depuis plus d'un siècle sans avoir été relâchées. D'après sciencepost

C- Des âges de lithosphère très différents

La lithosphère océanique a un âge d'au plus 180 MA. À l'échelle des temps géologiques, cela représente peu. Les lithosphères océaniques actuelles sont donc r écentes. Mais on peut aussi retrouver des lithosphères océaniques fossiles et donc beaucoup plus âgées Dans ce cas, elles sont incluses dans de la lithosphère continentale. Grâce aux différents métamorphismes affectant les ophiolites, il est possible de retracer l'histoire de ces lithosphères, depuis leur création jusqu'à leur disparition.

Définitions
A l'inverse, les lithosphères continentales peuvent être très âgées. Ainsi la plus ancienne roche continentale a été datée de 4,2 GA, il s'agit du Gneiss d'Acasta au Canada. Les lithosphères continentales mettent plus de temps à se recycler. C'est aussi pour cette raison qu'il est possible d'observer des vestiges d'anciennes chaines de montagnes comme en France, correspondant à d'anciens cycles orogéniques.

Orogenèse : Processus de formation des reliefs de l'écorce terrestre.

Ceintures orogéniques : étendue géographique connaissant ou ayant connue une convergence lithosphérique continentale à l'origine de formation de reliefs.

Cycle orogénique : On appelle cycle orogénique un modèle qui réunit une succession d'événements correspondant à la formation puis à la destruction d'une chaîne de montagnes.

Doc.2 : Les ceintures orogéniques en France métropolitaine.

Outre les Alpes et les Pyrénées qui sont récentes, on peut observer d'anciennes ceintures orogéniques en Bretagne, dans le massif central, dans les Vosges ou même dans les Ardennes.

Complément : Les cycles orogéniques en France

le cycle icartien correspond à la période de formation de reliefs datant du Paléoprotérozoïque et touchant la Bretagne et les iles anglo-normandes. La période s'étale de -2 200 Ma à -1 800 Ma.

Le cycle cadomien correspond à la période de formation de reliefs datant de la fin du Néoprotérozoïque (de -750 Ma à ca. -540 Ma) jusqu'au début du Cambrien. Il concerne la Bretagne et le Cotentin.

Le cycle hercynien a débuté au Dévonien (-400 Ma) et s'est terminé avec le Permien (-250 Ma), formant la chaîne varisque. Il concerne la Bretagne, le Massif Central, les Ardennes et les Vosges. Les chaines de cette époque devaient être aussi imposante sinon plus que la chaîne Himalayenne.

Le cycle alpin correspond aux chaines de montagnes actuelles et est à l'origine des Alpes et des Pyrénées. Ce cycle a démarré au Crétacé, il y a 95 Ma, et est toujours en cours.

Les cycles orogéniques sont au nombre de 4 en France :

D- L'histoire orogénique

Doc. 3 : L'histoire orogénique et les mécanismes traçables

Définitions
II- De la fragmentation des continents à la dynamique océanique

A- L'océanisation

1- Rappel du mécanisme

L'océanisation commence par une fragmentation continentale ou rifting. Cette dernière s'effectue à cause de mouvements de divergence. La lithosphère continentale se fracture et s'amincit engendrant alors une augmentation du gradient géothermique. Puis la fragmentation génère une vallée d'effondrement ou Rift et in fine permet une décompression mantellique brutale (appelée décompression adiabatique), à l'origine de magmatisme. Si le rift continue à s'étendre et rejoint une bordure continentale, l'eau envahit peu à peu et finit par immerger totalement la vallée. L'eau et le volcanisme sont à l'origine d'un métamorphisme hydrothermal puissant qui va modifier les roches magmatiques (métamorphisme).

Dorsale : Relief des fonds océaniques présentant une activité sismique et hydrothermale intense, accompagnées de magmatisme. Il existe une vallée d'effondrement centrale appelée rift. D'ailleurs, c'est cette zone du rift qui est surtout active au niveau sismique et au niveau magmatique.

Rift : vallée centrale d'effondrement des dorsales, mettant en évidence des contraintes divergentes. Zone très active sur le plan sismique et magmatique.

Faille normale : Faille mise en jeu lors de contraintes de divergence.

Faille transformante : Faille générant des séismes créée par le coulissement d'un bloc par rapport à un autre. Les failles transformantes entrecoupent le rift et le décalent par tronçon.

Sédiments antérifts: ce sont les sédiments mis en place avant les mouvements. Autrement dit, ils sont affectés au même titre que le socle par les failles et effondrement de blocs.

Faille listrique : Faille normale profonde s'incurvant en profondeur et réunissant différents blocs basculés.

Sédiments synrifts : ce sont des sédiments se mettant en place pendant les mouvements. Leur allure est en éventail caractéristique le long des failles normales.

2- La recherche d'indices

Sédiments postrifts: ce sont les sédiments mis en place après les mouvements. Autrement dit, ils ne sont pas affectés par les mouvements.

a- Les sédiments de marges passives

Les failles normales créées par les mouvements de divergence forment des blocs qui basculent de façon caractéristique les uns par rapport aux autres de part et d'autre du rift et de façon assez symétrique. Les roches sédimentaires sont des marqueurs temporels de ces mouvements tectoniques et permettent de retracer relativement les différents moments de l'ouverture océanique. On distingue 3 types différents de sédiments en fonction des mouvements tectoniques :

Doc. 4 : Sédiments antérifts.

Doc. 5 : Sédiments synrifts.

Doc. 6 : Sédiments postrifts.

Doc. 7 : Récapitulatif des séquences (attention, seule une bordure continentale est représentée sans les manifestations volcaniques).

b- La signature d'une lithosphère océanique

Au niveau du rift, la décompression adiabatique génère une fusion partielle du manteau lithosphérique. Cela va être à l'origine de la lithosphère océanique. En surface, le magma refroidit rapidement et génère une roche volcanique à texture microlithique. Ce basalte contient quelques rares olivines, du pyroxène et des microlithes de plagioclases noyés dans une pâte vitrifiée. Ces basaltes sous la pression de l'eau, s'enroule en coussins, et plus en profondeurs, ils forment des filons massifs.

Encore plus en profondeur, le refroidissement est alors plus lent. Il permet aux minéraux de bien cristalliser et se former complètement. Si la minéralogie est la même (même magma), la texture est différente et grenue. La roche e qualifie de plutonique : c'est du gabbro. Enfin en dessous, on trouve de la péridotite et si elle s'est métamorphisée par hydrothermalisme, on la qualifie de serpentinite.

Ainsi la succession basalte, gabbro et péridotite est caractéristique de la lithosphère océanique, et si cette succession est trouvée sur un continent, elle est qualifiée d'ophiolite ou gisement ophiolitique et est la signature d'une ancienne lithosphère océanique.

Doc. 8 : Gisement ophiolitique ou ophiolite.

B- La subduction

Doc.9 : Suture océanique Himalayenne

Selon le degré de métamorphisme des basaltes ou des gabbros, on est capable de dire si la lithosphère n'a subi que du métamorphisme hydrothermale, auquel cas elle aurait subi une obduction pour se retrouver sur de la lithosphère continentale (c'est l'exemple du Chenaillet dans les Alpes).

Minéralogie : Les basaltes et Gabbros sont métamorphisés grace aux flux hydrothermaux (et deviennent des métabasaltes ou métagabbros) et ont comme caractéristiques des minéraux hydroxylés (exemple : métagabbros à Hornblende et métagabbros à chlorite (faciès des schistes verts)).

Si la lithosphère océanique a plutôt subi un métamorphisme avec augmentation de pression sans grande augmentation de température (Métagabbros du faciès des schistes bleus ou métagabbros du faciès des éclogites) cela est la signature d'une subduction, par conséquent on peut en déduire la contrainte de pression et de température.

Minéralogie : Les métabasaltes et métagabbros ont comme caractéristiques des minéraux de moins en moins hydroxylés. Les roches du faciès des schistes verts (chlorite) en allant jusqu'au faciès des éclogites (grenat et jadéite) et en passant par le faciès des schistes bleus (glaucophane), libèrent des groupements hydroxyles, ce qui concentre de l'eau dans le manteau lithosphérique sus-jacent et est responsable de la fusion partielle à l'origine du volcanisme de subduction.

Définitions

Remarque : il est important de bien comprendre ces changements.

La lithosphère océanique subduite se retrouve donc en suture de la chaine de collision quand 2 lithosphères continentales finissent par se rencontrer et exhument les restes de cette lithosphère enfouie (dans les Alpes, ainsi, c'est le cas des métagabbros que l'on retrouve au Chenaillet, pour de la lithosphère obduite, ou au Mont Queyras et Viso pour de la lithosphère subduite. On retrouve ces particularités aussi au niveau de l'Himalaya).

III- De la collision à la notion de cycle orogénique

A- Collision et érosion

La collision entre 2 continents fait suite à une fermeture d'océan. Cela se traduit par un empilement de structures qui vont raccourcir et épaissir la lithosphère continentale. Les indices tectoniques caractéristiques d'une collision sont des failles inverses, des plis et/ou des nappes de charriage.

Failles inverses : Failles mises en place lors de mouvements de convergence.

Physiques ou mécaniques (fractionnement de la roche) Ex : action du gel, de la gravité, du vent,... Si la roche est fractionnée, en revanche, les minéraux sont encore tous présents.

Chimiques : par l'action de l'eau (hydrolyse des roches). Certains minéraux peuvent se dissoudre. Ainsi, l'hydrolyse d'un granite donnera des particules argileuses par les feldspaths et les micas, tandis que les quartz plus durs formeront des grains de sables.

Biotiques : La présence de la biosphère amplifie littéralement les effets mécaniques et chimiques de la dégradation des roches (exemple : installation de la végétation).

Plis : une structure courbe due à une déformation ductile des roches.

Nappes de charriage : ensemble de roches s'étant décollé du socle et s'étant déplacé sur de grandes distances.

Certains indices métamorphiques témoignent de cet épaississement, comme par exemple le quartz qui se transforme en coésite à très grande profondeur.

Doc.10 : Ecaillage des Alpes franco-italienne, coupe au niveau du Galibier : interprétation du profil ECORS.

Les roches qui sont à l'affleurement sont soumises aux conditions climatiques. Elles sont soumises aux dégradations qui sont :

L'enlèvement des matériaux ou érosion dépend de la pesanteur et de la vitesse des courants des cours d'eau qui les transportent vers l'océan.

La formation d'un océan après fragmentation d'une lithosphère continentale et sous l'effet de contraintes divergentes

La disparition de l'océan par subduction puis collision de 2 lithosphères continentales sous l'effet de contraintes convergentes

La surrection de montagnes après collision de 2 lithosphères continentales

L'effacement du relief par érosion et arrêt des contraintes de convergence

B- De l'orogenèse au cycle orogénique

Un des marqueurs de traces d'anciennes chaines de montagnes (et donc érodées aujourd'hui), est de trouver au niveau de pénéplaine de grandes zones de granites (ou roches da la famille du granite appelées encore granitoides). C'est exactement le cas au niveau du massif central et du massif armoricain.

Doc.11 : Pénéplaine et mise en avant de plutons granitiques après érosion de chaines de montagnes.

Une orogenèse débute par un épisode de fragmentation continentale suivi d'une océanisation. L'océan formé finit par entrer en subduction et se refermer lors d'une collision continentale. L'érosion efface petit à petit les reliefs laissant une pénéplaine. Cette dernière pourra alors de nouveau se fragmenter, et ainsi de suite.

Un cycle orogénique a une durée théorique variable de 400 à 600 millions d'années et comprend donc les événements suivants :

Ce cycle orogénique se nomme cycle de Wilson.

Doc.12 : Cycle orogénique ou cycle de Wilson

D'anciens reliefs retracent ce cycle, comme celui du Massif Central, comme on peut le voir dans les documents 13 et 14.

Dans le document 13, il s'agit de la phase orogénique. On peut observer la chaine de Montagnes et aussi la suture océanique.

Doc.13 : Chaîne de montagnes (-300 MA)

Dans le documents 14, la contrainte de convergence s'est arrêtée et au contraire, après érosion, une nouvelle fragmentation continentale se met en place, mais finira par avorter. C'est la création du fossé de Limagne.

Doc. 14 : Fragmentation continentale et création du fossé de Limagne (-10 MA à nos jours)

Conclusion :

Des contraintes de divergence permettent d'amorcer une fragmentation continentale. Les stades initiaux de cette fragmentation continentale correspondent aux rifts continentaux. Puis l'océanisation produit une lithosphère océanique qui s'étend à partir du Rift : c'est l' accrétion océanique. C'est alors que les contraintes tectoniques s'inversent, et la subduction entraîne la disparition de la lithosphère océanique, qui crée aussi de l' accrétion continentale. La collision de 2 continents suit cette étape. Ils enferment entre eux une part de la lithosphère océanique obduite et subduite, ce qui correspondra à la suture océanique au niveau des chaines de montagnes, et enfin, après arrêt des contraintes et érosion, on revient à la pénéplaine continentale.

Pour aller plus loin : Histoire du Massif Armoricain selon le BRGM

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Cours : Les traces du passé mouvementé de la Terre - Vieterre

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Cours : Les traces du passé mouvementé de la Terre Introduction Vous avez pu voir en classe de première, que la lithosphère terrestre est découpée en plaques animées de mouvements.

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5 ateliers tournants pour réviser les bases : 5 groupes de  4 , 10 minutes par atelier

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5 ateliers tournants pour réviser les bases : 5 groupes de  4 , 10 minutes par atelier

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une modélisation pour comprendre le rifting à l'origine de la dislocation des continents

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une modélisation pour comprendre le rifting à l'origine de la dislocation des continents

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Modélisation analogique de la divergence

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Dans ce modèle avec du plâtre il faut mettre une bonne épaisseur de plâtre en tassant le moins possible !

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la notion de suture ophiolitique( ex de la chaine hercynienne)

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la notion de suture ophiolitique( ex de la chaine hercynienne)

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TG G5  TP2 4 suture ophiolitique et animation Pangee

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Une orogénèse est marquée par une phase océanique au cours de laquelle un océan se forme puis disparait sous l'effet de la subduction. Lors de la disparition de l'océan des lambeaux océaniques peuvent être charriés sur la croûte continentale et être conservés à la suite de la disparition de l'océan. On parle de sutures ophiolitiques.

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Une orogénèse est marquée par une phase océanique au cours de laquelle un océan se forme puis disparait sous l'effet de la subduction. Lors de la disparition de l'océan des lambeaux océaniques peuvent être charriés sur la croûte continentale et être conservés à la suite de la disparition de l'océan. On parle de sutures ophiolitiques.

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formation d'un rift, marge passive et ouverture océan

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Pour les géologues, les continents ne correspondent pas seulement aux terres émergées (29 % de la surface ) mais comprennent également la croûte continentale, les plateformes, les talus continentaux (45 % de la surface). Au cours des temps géologiques se sont accrues les surfaces continentales par adjonction de chaînes de montagnes successives. Les continents gardent dans leurs cicatrices, la mémoire des différentes orogenèses nées à des latitudes et des longitudes différentes.
Quelles sont les traces du passé mouvementées de la Terre ?
I/ Les traces de la fragmentation continentale et de l'ouverture océanique
Quelles sont les traces de la fragmentation continentale ?
A/ Les rifts continentaux, lieu de fragmentation de la lithosphère continentale.
TP 4 Les marques de la fragmentation continentale et de l'ouverture océanique
Animation montrant la mise en place des sédiments au moment de la formation du rift (dans Logithèque SVT)

La sismique réflexion permet d'identifier les structures présentes au niveau des jonctions entre les océans et les continents. Les bordures des océans sont appelées marges passives, zones sismiquement peu actives comportant de nombreuses failles normales courbes (failles listriques) formant des blocs basculés. Ceux-ci peuvent être recouverts de sédiments pré-rifts, syn-rifts et post-rifts :

- Les sédiments pré-rift sont ceux qui se sont déposés avant la formation du rift

- Les sédiments syn-rift se déposent au moment de la formation du rift. Ils prennent une forme en éventail car ils se déposent lors de la mise en place du rift donc du basculement des blocs : les dépôts ont des épaisseurs différentes selon leur position sur les blocs basculés.

- Les sédiments post-rift se déposent après la formation du rift dans un océan.
Les marges passives ppt
La croûte continentale s'amincit, un fossé d'effondrement central apparaît, l'eau envahit ce fossé.

Quand il y a fracturation de la croûte continentale, dans un contexte d'extension, on trouve très souvent des volcans, qui permettent d'illustrer l'amincissement crustal et la fusion partielle du manteau par décompression ( vu en 1ere spé). Puis la formation de croûte océanique est possible et contribue à la naissance d'un océan.

Schéma bilan à compléter

II/ Les traces d'un océan disparu
Quelles sont les traces laissées par ses océans disparus ?
A/ les ophiolites, vestiges métamorphisés des successions des roches de  la lithosphère océanique ancienne.
TP 5 : A la recherche d'un océan disparu
Au niveau d'une dorsale, il y a création de lithosphère océanique ou accrétion par remontée de magma. Ce magma provient d'une fusion partielle des péridotites du manteau asthénosphérique. Le refroidissement du magma donne des basaltes (roches microlitiques), reposant sur des gabbros (roches grenues).

La lithosphère océanique est donc constituée d'une succession verticale de roches, du haut vers le bas :

basaltes en coussin (ou pillow-lava),

basaltes en filon,

gabbros et

péridotites lithosphériques rigides.

Dans la partie interne des Alpes (Chenaillet), on peut observer des ophiolites qui sont des vestiges métamorphisés des successions des roches de la lithosphère océanique ancienne.

Les péridotites métamorphisées sont appelées serpentinites (Ophis = serpent) car leur aspect rappelle la peau des serpents.

B/ l'obduction de la plaque océanique

Comment expliquer qu'on puisse trouver des ophiolites à 2500 m d'altitude ?

Dans les Alpes, on observe un positionnement d'Ouest en Est des métagabbros avec un métamorphisme croissant.

Ceci indique la présence d'une ancienne zone de subduction dont la plongée s'est faite vers l'est. Ainsi, on peut identifier que la plaque européenne (Alpine) plongeait sous la plaque africaine (Adriatique).

La fin de la subduction : Lorsque l'océan a complètement subduit, il y a affrontement des deux lithosphères continentales : c'est l'obduction. Il y a alors " suture " des matériaux océaniques entre les lithosphères continentales et c'est alors qu'une ophiolite peut être produite.

Par la suite, l'essentiel de la croûte continentale s'épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques : c'est la collision.

On trouve de nouveaux indices de cette subduction continentale. Dans les massifs italiens (Dora Maira), on trouve des roches de la croûte continentale contenant de la coésite : il s'agit d'une forme de quartz formée à très haute pression et haute température (HP-HT). Les formes de très haute pression telles que la coésite sont des témoins du blocage de la subduction et de la suture entre les 2 plaques.

Schéma bilan à compléter

C/  Les traces d'une paléosubduction

Les gabbros de la croûte océanique ont subi au cours du temps des transformations minéralogiques à l'état solide sous l'effet de la température, de la pression et de l'hydratation : le métamorphisme.

Par refroidissement et hydratation au cours de l'éloignement de la dorsale, ils se placent dans un contexte de Basse Pression Basse Température nommé faciès des schistes verts où ils deviennent des métagabbros à hornblende, actinote, chlorite (minéral vert) : il s'agit d'un métamorphisme BPBT avec hydratation.

Lors de la subduction, la pression augmente plus fortement que la température : ce contexte de HPBT est appelé faciès des schistes bleus à cause de l'apparition d'un minéral bleuté, la glaucophane.

Lorsque la pression augmente encore (et la température car on est maintenant profondément enfoncé dans l'écorce terrestre) apparaissent des minéraux dont le domaine de stabilité correspond à des pressions importantes : le Grenat, la Jadéite et la Coésite qui marquent le faciès éclogitique.

On parle alors de métagabbros à glaucophane (schistes bleus) et métagabbros à grenat et jadéite (éclogites).
Savoir Les marques de la fragmentation continentale et de l'ouverture océanique
Les domaines continentaux révélant des âges variés
Les continents associent des domaines d'âges différents. Ils portent des reliquats d'anciennes chaînes de montagnes (ou ceintures orogéniques) issues de cycles orogéniques successifs.

Les marges passives bordant un océan portent des marques de distension (failles normales et blocs basculés) qui témoignent de la fragmentation initiale avant l'accrétion océanique.

Les stades initiaux de la fragmentation continentale correspondent aux rifts continentaux.
lien vers ppt marge_passive
La dynamique de la lithosphère détermine ainsi différentes périodes paléogéographiques, avec des
périodes de réunion de blocs continentaux, liées à des collisions orogéniques, et des périodes de fragmentation conduisant à la mise en place de nouvelles dorsales.

La recherche d'océans disparus
Les ophiolites sont des roches de la lithosphère océanique. La présence de complexes ophiolitiques
formant des sutures au sein des chaînes de montagnes témoigne de la fermeture de domaines océaniques, suivie de la collision de blocs continentaux par convergence de plaques lithosphériques.
L'émergence d'ophiolites résulte de phénomènes d'obduction ou de subduction, suivis d'une exhumation.

Notions fondamentales : cycle orogénique, ophiolites, paléogéographie.

schéma à compléter

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Les traces du passé mouvementé de la Terre

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Partie à faire après les écrits (BO Juillet 2021) Pour les géologues, les continents ne correspondent pas seulement aux terres émergées (29 % de la surface ) mais comprennent également la croûte continentale, les plateformes, les talus continentaux (45 % de la surface). Au cours des temps géologiques se sont accrues les surfaces continentales par...

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exercices corrigés du manuel : tous ceux  p 176 + 9 et 16 p 178

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exercices corrigés du manuel : tous ceux  p 176 + 9 et 16 p 178

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fichier lafar kmz

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Quizinière : création et partage d’exercices pédagogiques en ligne

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Pour vos évaluations, créez des exercices en ligne simplement et gratuitement à l’aide de textes à trous, QCM, dessins, vidéos, sons, etc.

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COURS DE TERMINALE SPÉCIALITÉ SVT CHAP.7: LES TRACES DU PASSÉ MOUVEMENT DE LA TERRE - Bio Logique-

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Animation TS : Histoire d'une chaine de collision

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résumé des indices de raccourcissement/épaississement crustal en vidéo

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résumé des indices de raccourcissement/épaississement crustal en vidéo

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Joyez SVT - Séquences Vidéos Thématiques

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Indices tectoniques de la collision continentale dans les chaînes de montagnes

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comment reconstituer les évènements tectoniques ? quelles traces laissent ces mouvements lithosphériques dans les roches?

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comment reconstituer les évènements tectoniques ? quelles traces laissent ces mouvements lithosphériques dans les roches?

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bilan rapide des notions de première

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fiche d'identification des minéraux à loeil nu

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tableau résumant les indices des différentes étapes d'une orogénèse

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Les étapes de l’histoire de la mise en place des Alpes

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Retrouver la chronologie des événements qui ont conduit à la formation des Alpes, en faisant des glisser-déposer des éléments du bas de l’image dans les bonnes cases du haut. Quand tous les éléments auront été placés sur leur zone de dépôt, un message apparaîtra, annonçant la réussite de l’activité.

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degrés de métamorphisme dans la chaîne alpine: une preuve de la subduction d'un ancien océan

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sédimentation anté rift, synrift et post rift

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sédimentation anté rift, synrift et post rift

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Un rift est une région où la croûte terrestre se brise tandis que les deux côtés de cette fracture s'écartent. En surface, un rift forme un fossé d'effondrement allongé, dont les dimensions peuvent atteindre quelques dizaines de kilomètres de large pour plusieurs centaines de kilomètres de long. Cette dépression allongée, limitée par deux failles normales dites failles bordières, est le lieu d'une sédimentation le plus souvent lacustre et d'un volcanisme soutenu .Parce qu'ils sont aussi le lieu de l'amincissement de la lithosphère, les rifts représentent le stade précoce de la rupture lithosphérique. Lorsque celle-ci est suffisamment importante, le rift devient une dorsale océanique et constitue la limite entre les deux plaques lithosphériques nouvellement formées. La dorsale est le lieu où, par refroidissement du magma, se forme la lithosphère océanique.Un rift évolue normalement vers l’océanisation. 

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Un rift est une région où la croûte terrestre se brise tandis que les deux côtés de cette fracture s'écartent. En surface, un rift forme un fossé d'effondrement allongé, dont les dimensions peuvent atteindre quelques dizaines de kilomètres de large pour plusieurs centaines de kilomètres de long. Cette dépression allongée, limitée par deux failles normales dites failles bordières, est le lieu d'une sédimentation le plus souvent lacustre et d'un volcanisme soutenu .Parce qu'ils sont aussi le lieu de l'amincissement de la lithosphère, les rifts représentent le stade précoce de la rupture lithosphérique. Lorsque celle-ci est suffisamment importante, le rift devient une dorsale océanique et constitue la limite entre les deux plaques lithosphériques nouvellement formées. La dorsale est le lieu où, par refroidissement du magma, se forme la lithosphère océanique.Un rift évolue normalement vers l’océanisation. 

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animation rifting

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les étapes de la formation d'une chaîne de collision comme les Alpes

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métamorphisme lors de la subduction de la LO

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métamorphisme lors de la subduction de la LO

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Au cours de leur voyage, depuis la dorsale jusqu'à leur subduction, les roches de la croûte océanique subissent des transformations minéralogiques en relation avec l'évolution des conditions de température et de pression.

Le déplacement du curseur mauve sur le schéma permet de découvrir les réactions minéralogiques subies par le gabbro de la croûte océanique durant son trajet.

Photos lames minces: Christian Nicollet.

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Subduction et métamporphisme de la croûte océanique | Svt en svg

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Animation svt terminale : métamorphisme de la croûte océanique au cours de la subduction

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Le terme ophiolite désigne une association de roches magmatiques (gabbros et basaltes) et ultra-basiques (péridotites) plus ou moins serpentinisées, représentant une portion de la lithosphère océanique générée au cours de l'accrétion. 

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Le terme ophiolite désigne une association de roches magmatiques (gabbros et basaltes) et ultra-basiques (péridotites) plus ou moins serpentinisées, représentant une portion de la lithosphère océanique générée au cours de l'accrétion. 

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colonne stratigraphique du chenaillet

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Les Alpes sont une jeune chaîne montagneuse, la plus haute d'Europe, née de la collision des plaques continentales de l'Europe et de l'Afrique qui s'est produite au début de l'ère Tertiaire.

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du paléozoïque ( ère primaire)

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carte géologique de la France au millionnième

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carte géologique de la France au millionnième

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1. des domaines continentaux d'âges variés

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1. des domaines continentaux d'âges variés