1Spé Géol C2 Dynamique du globe

Thème 2 - La dynamique interne de la Terre

Géol c2- La dynamique du globe terrestre

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I. CARACTERISER LA MOBILITÉ HORIZONTALE DES PLAQUES LITHOSPHÉRIQUESA. Mesure des déplacements actuels des plaques lithosphériquesTP3 - Méthode 1 (GPS)B. Mesure des déplaceement passésTP3 - Méthodes 2-3-4II. LA DYNAMIQUE DES ZONES DE DIVERGENCEA. Les dorsales océaniques : lieu de formation de la lithosphère océaniqueActivité 1B. Deux types de dorsales au dynamisme différentTP4C. L’évolution de la lithosphère océanique Activité 2III. LA DYNAMIQUE DES ZONES DE CONVERGENCEA. Les zones de subduction : zones de disparition de la lithosphère océaniqueActivité 3TP5B. Les phénomènes géologiques dans les zones de collisionActivité 4

TP3

A4

Activités du chapitre

A1

TP5

A3

TP4

A2

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Bac SVT Polynésie 2015

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Un autre exercice

Culture scientifique

Géologie des océans:Bienvenue à bord du JOIDES Resolution

Faire de la géologie de terrain sur Mars avec les robots de la Nasa

TP4 La formation de la lithosphère océanique au niveau des dorsales

Nous avons vu que les dorsales sont associées à un mouvement de divergence des plaques, plus ou moins rapide selon les régions. Cette zone est associée à un fort flux géothermique et a une activité magmatique intense qui produit les basaltes et gabbros de la croûte océanique. Sous la dorsale, des études de tomographie sismique ont également identifié uneremontée de manteau, formant la partie ascendante d’une boucle de convection. Comment se met en place la lithosphère océanique au niveau d’une dorsale ?

I. CARACTERISER LA MOBILITÉ HORIZONTALE DES PLAQUES LITHOSPHÉRIQUES

La lithosphère est découpée en une douzaine de plaques qui constituent l'enveloppe la plus superficielle de la Terre solide. La cinématique des plaques désigne l’étude des mouvements passés et actuels de ces plaques lithosphériques. Elle prolonge de manière quantitative la théorie de la tectonique des plaques, initialement pressentie par Alfred Wegener (1880-1930) sous le nom de « dérive des continents ». Bien que controversée à l'époque, cette théorie a été définitivement consolidée au milieu des années 1960 grâce à des avancées scientifiques majeures.

Comment les géologues ont-ils pu établir des modèles décrivant le mouvement des plaques à l’échelle globale, et quelles en sont les caractéristiques ?

A2 : Le vieillissement de la lithosphère océanique

La jeune lithosphère formée dans l'axe de la dorsale s'en éloigne peu à peu au cours du temps. Pendant ce déplacement des changements de propriétés physiques de la lithosphère océanique s’accompagnent de modifications minéralogiques des roches à l’état solide. A la surface du globe, l’âge des plus vieilles lithosphères océaniques n’excèdent pas 200 Ma. Problématique : Quelles modifications physiques se produisent dans la lithosphère océanique?

III. LA DYNAMIQUE DES ZONES DE CONVERGENCE

Après avoir exploré les zones de divergence, qui favorisent l’éloignement des plaques et l’expansion des lithosphères océaniques, il est crucial d’analyser les phénomènes qui se produisent dans les zones de convergence. En raison de l’espace limité à la surface du globe, le rapprochement des plaques, appelé convergence lithosphérique, entraîne divers processus géodynamiques. L’un de ces processus est la subduction, caractérisée par l’enfoncement d’une lithosphère océanique froide et dense sous une autre plaque, dans l’asthénosphère moins dense. La plaque plongeante, dite subduite, disparaît progressivement sous la plaque chevauchante, qui peut être :

• Continentale (exemple : la cordillère des Andes).
• Océanique (exemple : l’arc insulaire du Japon).

La subduction peut conduire à la disparition complète d’une lithosphère océanique, provoquant alors la collision entre deux plaques continentales de densité similaire. Ce processus est responsable de la formation de chaînes de montagnes de collision, comme les Alpes et l’Himalaya.

TP3 Caractériser la mobilité horizontale de la lithosphère

Selon le modèle de la Tectonique des plaques, l’enveloppe externe de la Terre, appelée lithosphère, est découpée en plaques qui sont animés de mouvements horizontaux. Ces déplacements avaient été envisagés au début du 20ème siècle par Alfred Wegener, mais ce dernier ne disposait pas d’arguments assez solides en particulier pour expliquer le mouvement des plaques. Comment peut-on aujourd’hui prouver la mobilité horizontale des plaques lithosphériques ?

Eléments de méthode / correction dans la vidéo

Le système GPS permet de localiser avec une grande précision des stations fixes situées à la surface de la Terre. Ces stations enregistrent leur position en longitude et latitude, avec une précision millimétrique. En comparant les positions mesurées à des intervalles de temps réguliers, on peut détecter un déplacement absolu et calculer une vitesse d'ordre millimétrique ou centimétrique par an (mm/an ou cm/an). Le GPS constitue donc un outil essentiel pour mesurer en temps réel les déplacements des plaques lithosphériques.

A. Les zones de subduction : zones de disparition de la lithosphère océanique

Quels sont les marqueurs d'une zone de subduction ?

• Un relief négatif : présence de fosses océaniques profondes, comme la fosse des Mariannes (11 km).
• Des reliefs positifs : chaînes volcaniques continentales (ex. Cordillère des Andes) et arcs volcaniques océaniques (ex. Japon).
• Des foyers sismiques alignés selon le plan de Wadati-Benioff, qui correspond à l’inclinaison de la plaque plongeante.
• Un volcanisme explosif, lié à la présence de magmas visqueux et riches en silice.
• Des anomalies thermiques détectées par la tomographie sismique :
• Anomalie thermique négative sous la fosse (plongement de la lithosphère froide).
• Anomalie thermique positive sous les volcans (remontée de magma).

Quelle est l’origine de ce magma ? Le volcanisme explosif est associé à la formation de roches magmatiques volcaniques telles que les andésites et les rhyolites. En revanche, en profondeur, le magmatisme conduit à la formation de roches plutoniques comme les diorites et les granites. Lorsque le magma atteint la surface, il se solidifie rapidement en roches volcaniques, tandis qu’un refroidissement plus lent en profondeur favorise la cristallisation des roches plutoniques. L’étude de la minéralogie des roches magmatiques confirme qu’elles proviennent d’un magma hydraté et riche en silice. Le magma trouve son origine dans la fusion partielle de la péridotite hydratée, située dans le manteau lithosphérique de la plaque chevauchante, à une profondeur d’environ 100 km. La diversité des roches magmatiques s’explique par le refroidissement progressif du magma sur des échelles de temps géologiques, entraînant une cristallisation fractionnée des minéraux. D’où provient l’eau responsable de l’hydratation de la péridotite de la plaque chevauchante ? Le métamorphisme hydrothermal entraîne d’abord la formation de minéraux hydratés, caractérisés par la présence de groupements hydroxyles (OH–). Ces minéraux sont notamment retrouvés dans les métagabbros du faciès amphibolite (hornblende) et du faciès schiste vert (chlorite, actinote, épidote). Avec l’augmentation de la pression et de la température due à l’enfoncement de la lithosphère subduite, ces roches subissent un métamorphisme de subduction. Cela conduit à la disparition des minéraux hydratés, remplacés par des minéraux déshydratés : Le glaucophane dans les schistes bleus et e grenat dans les éclogites. Ce métamorphisme haute pression / basse température (HP/BT) entraîne la libération d’eau dans le manteau lithosphérique de la plaque chevauchante, favorisant ainsi la fusion partielle de la péridotite et la genèse du magma.

Schéma bilan

A3 Les marqueurs géophysiques des zones de subduction

Expliquer quels sont les marqueurs géophysiques des zones de subduction et quand la lithosphère peut plonger dans l’asthénosphère. Pour vous accompagner dans vos recherches, utilisez le genially dans laquelle vous trouverez toutes les ressources nécessaires à votre réponse. Votre réponse sera illustrée par des copies d’écran réalisées avec tectoglob3D

Analyse des sédiments océaniques Les sédiments océaniques les plus profonds ont le même âge que les basaltes qu’ils recouvrent. L’étude des sédiments permet donc de dater indirectement les basaltes. Les observations montrent que : • Plus on s’éloigne de l’axe des dorsales, plus les basaltes sont anciens. • Plus on s’éloigne de l’axe des dorsales, plus la couche de sédiments est épaisse. La répartition géographique de l’âge des basaltes permet de calculer la vitesse de divergence des plaques lithosphériques.

Étude des anomalies magnétiques du plancher océanique Les inversions du champ magnétique terrestre, enregistrées dans les coulées de lave (comme celles des volcans de la Chaîne des Puys), ont permis d’établir une échelle magnéto-stratigraphique, utilisée pour dater les roches. Les anomalies magnétiques observées sur le plancher océanique présentent une répartition parallèle et symétrique par rapport à l’axe des dorsales : • Anomalie magnétique positive : intensité du champ magnétique supérieure à la valeur attendue. • Anomalie magnétique négative : intensité inférieure à la valeur attendue.

Étude des alignements volcaniques L’orientation et la datation des alignements volcaniques (comme ceux formés par les îles volcaniques) permettent de retracer les déplacements des plaques et de calculer leur vitesse. Un point chaud correspond à une remontée intermittente de matériel mantellique qui forme des volcans à la surface. Ces points chauds sont considérés comme fixes par rapport aux plaques en mouvement. Les alignements d’îles volcaniques témoignent du déplacement des plaques lithosphériques au-dessus des points chauds.

mobilité lithosphérique et dépôts sédimentaires

Comment s’est formé le volcan d’Hawaï ?

mobilité lithosphérique et anomalies magnétiques

La mise en correspondance entre les anomalies magnétiques et l’échelle stratigraphique a permis de dater les basaltes océaniques. Plus on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plus les basaltes sont anciens, ce qui témoigne de l’expansion océanique à partir des dorsales. En connaissant l’âge des basaltes, il est possible de calculer la vitesse d’expansion océanique.

La formation des volcans de point chaud

C. L’évolution de la lithosphère océanique

Au cours de son éloignement depuis l’axe de la dorsale, la jeune lithosphère océanique s’hydrate et se refroidit. Le refroidissement de la lithosphère océanique s’explique par des phénomènes de conduction et par des infiltrations d’eau de mer dans des fractures de la jeune croûte océanique. Ces infiltrations d’eau de mer sont à l’origine des phénomènes de métamorphisme hydrothermal ou hydrothermalisme. Le métamorphisme correspond à des modifications de la minéralogie et/ou de la structure des roches qui se produisent alors que les roches restent à l’état solide. Dans le cas de l’évolution de la lithosphère océanique, les liquides hydrothermaux vont entraîner l’hydratation de certains minéraux des roches et donc leur transformation (ex : formation de serpentine à partir d’olivine et formation d’amphibole à partir de pyroxène). Les gabbros sont alors qualifiés de métamorphisés et appelés métagabbros. Le refroidissement de la lithosphère océanique se traduit par un abaissement de la limite lithosphère-asthénosphère, représentée par l’isotherme 1300 °C. Ainsi la lithosphère océanique s’épaissit progressivement par sa base : le manteau lithosphérique devient de plus en plus épais, alors que l’épaisseur de la croûte océanique reste constante (6 km). La proportion croissante du manteau lithosphérique (de densité 3,3) par rapport à la croûte lithosphérique (de densité 2,8) est à l’origine de l’augmentation de la densité globale de la lithosphère au cours de son évolution

Remarque : les liquides hydrothermaux ressortent de la croûte au niveau des fumeurs noirs : ces liquides sont à très haute température (entre 250° et 400°C) et sous pression. Au niveau de ces fumeurs noirs, il existe des écosystèmes très spécifiques avec une faune très adaptée.

A. Les dorsales océaniques : lieu de formation de la lithosphère océanique

Les dorsales océaniques sont des chaînes de montagnes sous-marines (car caractérisées par un relief important en comparaison du reste du domaine océanique) localisées à la frontière entre deux plaques divergentes. Compte tenu des mouvements de divergence, les dorsales se caractérisent par la formation de failles normales et de nombreux séismes. L’écartement des deux plaques permet la remontée de matériel chaud provenant du manteau (mouvement révélé par tomographie sismique). Au cours de leur ascension, les péridotites se trouvent à l’état solide et subissent une décompression sans perte importante de chaleur. Cela rend possible la fusion partielle des péridotites et la formation d’un magma basaltique (car la fusion est partielle). Les dorsales sont donc des structures géologiques situées à la limite entre deux plaques divergentes où se forme la lithosphère océanique.

pour mieux comprendre la fusion partielle

A1 : A la découverte des dorsales océaniques

Même si une tempête se prépare, il vous faut partir pour une mission d'étude sur les dorsales océaniques. Pour cela, vous devez rejoindre au plus vite un des navires océanographiques de l'IFREMER actuellement en mer. Vous en saurez plus une fois à bord !

Informations à conserver dans le cahier :

• les différentes étapes de la formation de la croûte océanique.
• le vocabulaire important
• les légendes des 4 photos

B. Les phénomènes géologiques dans les zones de collision

Dans un contexte de convergence, la subduction peut aboutir à la disparition complète d’une lithosphère océanique, menant à la collision entre deux plaques continentales de densité similaire. Ce processus est à l’origine de la formation de chaînes de montagnes de collision, telles que les Alpes et l’Himalaya. Cette collision provoque des déformations importantes des roches des deux lithosphères continentales, entraînant la formation de structures tectoniques caractéristiques : plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriage.

Ces structures spécifiques à la collision continentale entraînent deux conséquences majeures :

• Un raccourcissement de la zone de collision.
• Un épaississement de la croûte terrestre, notamment par l’empilement de fragments de croûte appelés écailles crustales. Cet épaississement est visible en surface par la présence de reliefs élevés et en profondeur sous la forme de racines de chaînes de montagnes, pouvant atteindre 80 km sous l’Himalaya.

Étude de cas : les Alpes

II. La formation et l’évolution de la lithosphère océanique

Morphologie de l’axe de la dorsale médio atlantique au niveau de l’Islande Plongeons au niveau de l’axe d’une dorsale c’est-à-dire vers 2500 m de profondeur : Les fumeurs noirs et la vie qui s’y trouve La formation de pillow lava (=basaltes en coussin) La répartition particulière des basaltes suivant leur âge de part et d’autre de la dorsale (TP3) indique que de la lithosphère se forme au niveau de l’axe de la dorsale. Tous ces éléments suggèrent que la dorsale produit le plancher océanique. Pb : Comment la lithosphère océanique se met-elle en place au niveau de la dorsale ? Quel est le lien entre le phénomène de divergence et la formation de ce magma ?

A4 A la conquête du sommet

La dynamique des zones de convergence de type collision continentale

En naviguant dans ce génially, répondez aux questions suivantes :

• Indiquez l’origine de l’affrontement des blocs continentaux
• Indiquez les conséquences de cet affrontement sur la croûte continentale (sur sa taille)
• Précisez les indices visibles (données de terrain visibles dans l’affleurement ; données sismiques visibles sur les profils ECORS ; données pétrologiques à l’échelle de la roche et de la lame mince)

B. Deux types de dorsales au dynamisme différent

Il existe deux grands types de dorsales : – les dorsales rapides (exemple : dorsale Pacifique) : elles se caractérisent par un relief bombé et sont associées à une extension rapide des océans (6 à 16 cm/an). Le magmatisme y est très important : on y observe l’accumulation de magma dans une chambre magmatique, à l’origine d’une production permanente de gabbros et de basaltes. En effet, une fraction du magma se refroidit en profondeur, permettant une cristallisation lente du magma et la formation de gabbros (roches plutoniques, riches en feldspaths plagioclases et en pyroxènes). L’autre fraction du magma parvient en surface et se refroidit brutalement au contact de l’eau de mer. La cristallisation très rapide aboutit à la formation de basaltes (roches volcaniques contenant du verre et des microlites de feldspaths plagioclases et de pyroxènes). – les dorsales lentes (exemple : dorsale Atlantique) : elles se caractérisent par un relief formé d’une vallée découpée par des failles normales (liées à la divergence). Ce relief est appelé rift. Ces dorsales sont associées à une extension lente des océans (2 à 5 cm/an). Le magmatisme étant temporaire alors que la divergence est permanente, la fracturation de la croûte permet au manteau d’atteindre la surface et donc de constituer la nouvelle lithosphère océanique.

Remarque : le maintien d’un contexte de divergence en absence de magmatisme dans les dorsales lentes confirme que ce magmatisme ne « pousse » pas les plaques et ne peut donc pas être le moteur de la tectonique des plaques.