Thème 1 : La Terre, la vie et l’organisation du vivant

Partie B : La dynamique interne de la Terre

Chapitre 1 - La structure du globe

► Je serai capable de...- définir les termes spécifiques de ce thème ;- d'indiquer les différentes caractéristiques des domaines océanique et continental ;- de décrire la structure interne de la Terre ;- d'expliquer les différentes techniques qui ont permis de comprendre la structure interne de la Terre ;- d'identifier à l’œil nu et au microscope des minéraux et des structures de roches constitutives des enveloppes

terrestres (croûte; manteau) ;- d'expliquer un phénomène à l'aide d'un modèle analogique (ex: modèle de la convection).

► Définitions :- prospection sismique : est une méthode de prospection géophysique qui permet de visualiser les structures

géologiques en profondeur grâce à l'analyse des échos d'ondes sismiques. Il ne faut pas la confondre avecla sismologie, qui est l'étude des ondes sismiques et des séismes pour eux-mêmes. Les ondes sismiquesétudiées peuvent avoir des causes naturelles (séisme) ou artificielles (camion vibreur, explosif, etc.) Dans tousles cas, elles suivent les mêmes lois de propagation que les ondes lumineuses. La prospection sismiquedistingue la sismique réflexion et la sismique réfraction.

- surface de discontinuité : surface située entre deux milieux où les ondes sismiques se comportent de différentes manières.

- « MOHO » : (dite discontinuité de Mohorovičic) surface de discontinuité au sein de la lithosphère qui sépare la croûte et le manteau. Sous les océans elle est située entre 0 et 15 km de profondeur ; sous les continents elleest située entre 30 et 70 km.

- discontinuité de Gutemberg : limite située à environ 2900 km séparant le manteau et le noyau.- discontinuité de Lehmann : limite située à environ 5100 km séparant le noyau externe et le noyau interne.- croûte: partie superficielle et solide de la Terre. La croûte est séparée du manteau sous-jacent par une

discontinuité dite discontinuité de Mohorovicic (ou "Moho").- croûte continentale: croûte qui constitue les continents. Elle est composée de roches diverses dont les

granites.- croûte océanique: croûte qui constitue le plancher des océans. Elle est constituée essentiellement de basaltes

et de gabbros.- manteau: enveloppe intermédiaire entre la croûte et le noyau terrestre. Le manteau, entièrement solide, est

constitué de péridotites.- lithologique: relatif à la nature des roches.- effusif (ive) : qui atteint la surface et se répand à l'état fondu ; les roches effusives sont les laves.- plutonique: les roches plutoniques sont formées par cristallisation lente d'un magma à une certaine profondeur

et sont en général grenues.- convection: transfert de chaleur d’une zone chaude vers une zone froide grâce à un déplacement de matière.- lithosphère: enveloppe superficielle du globe épaisse d'environ 100 km, constituée de la croûte et de la partie

superficielle du manteau. Sa limite inférieure correspond généralement à l'isotherme 1300°C.- asthénosphère: enveloppe du globe située sous la lithosphère constituée d'une partie du manteau s’étendant

jusqu’à environ 670 – 700 km de profondeur. Sa limite supérieure est l'isotherme 1300°C.- foyer du séisme (= hypocentre) : lieu de rupture des roches en profondeur à l’origine des ondes sismiques ;- épicentre : lieu, à la surface de la Terre, où le séisme est le plus violent.- texture grenue : texture d’une roche constituée entièrement de cristaux jointifs visibles à l’œil nu de taille

millimétrique.- texture microlitique : texture d’une roche constituée de nombreux microlites présents dans une matrice non

cristallisée de verre amorphe plus ou moins abondante. On y rencontre également des cristaux de grosse tailleappelés phénocristaux.

- microlite : petit cristal non visible à l’œil nu en forme de baguette plus ou moins allongée.- phénocristal : cristal de grande taille, pouvant être visible à l’œil nu, ayant des formes géométriques.- verre : substance minérale présente dans les roches magmatiques dont le refroidissement brutal n’a pas permis

le développement de formes cristallines. On parle également de matrice amorphe.

1 / 24

► Résumé du cours...

I. Des contrastes entre océans et continents

● L'observation de la surface terrestre permet de distinguer un domaine océanique et un domaine continental : L'étude de la topographie terrestre met en évidence un contraste entre les reliefs du domaine océanique et

ceux du domaine continental. Les reliefs du domaine océanique sont en majorité situés entre -6000m et-3000m (par rapport à la surface des océans) alors que les reliefs du domaine continental sont majoritairementsitués entre 0 et +1000m. La répartition des altitudes est donc bimodale à la surface de la Terre.

L'étude pétrographique confirme un tel contraste entre le domaine continental et le domaine océanique.● En surface les roches de la croûte continentale présente une certaine hétérogénéité : roches magmatiques,sédimentaires, métamorphiques. Un étude en profondeur de la croûte continentale révèle que les granites sont lesroches les plus représentatives.● La croûte océanique est constituée d'une superposition de basaltes (basaltes en coussins et de basaltes en filons) et degabbro. Une couverture sédimentaire recouvre cette croûte océanique au contact de l'eau de mer (rq : cette couches'épaissit avec l'âge du plancher océanique).● Ces différentes compositions chimique et minéralogique expliquent les différences de densité entre les deux types decroûtes : dcc ≈ 2,4 à 2,8 ; dco ≈ 2,8 à 3,1

II. Connaître et modéliser l'intérieur de la Terre

A. Vers un modèle sismique de la Terre

1. Séismes et propriétés des ondes sismiques

● Un séisme résulte de la libération brutale d'énergie lors de la rupture de roches soumises à des contraintes.Il émet différents types d'ondes :

les ondes de surface (appelées ondes L), les plus destructrices mais ne se déplacent localement que dans lescouches les plus superficielles du globe ;

les ondes de volume, se propagent dans toutes les directions à l'intérieur du globe. On distingue : les ondes P, dites primaires, sont les plus rapides. Ce sont des ondes de compressions capables de se

propager au bien dans les milieux solides que dans les milieux fluides. Les ondes S, dites secondaires, sont des ondes transversales de cisaillement. Elles ne sont transmises que

par les solides.● L'étude des ondes sismiques permet de mettre en évidence que :

plus le milieu traversé est dense, plus l'onde sismique se déplace rapidement ; plus il est ductile, moins elle se déplace rapidement.

● Les ondes sismiques se propagent en suivant les lois de l'optique. Arrivées sur une discontinuité séparant 2 milieux,elles peuvent être réfléchies ou réfractées.

2. Ondes sismiques, prospection sismique et mise en évidence de discontinuités géophysiques

● Les informations tirées du trajet et de la vitesse des ondes sismiques, complétées des informations issues de laprospection sismique, permettent de comprendre la structure interne de la Terre. Mohorovicic a été le premier à mettreen évidence une discontinuité de la Terre, le Moho qui sépare la croûte du manteau.La croûte océanique a une épaisseur moyenne de 7 km contre 30 km pour la croûte continentale.● L'étude des séismes et les modèles explicatifs aux zones d'ombre sismiques pour les ondes P et S ont aussi permis demettre en évidence d'autres discontinuités et de proposer le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) :

la discontinuité de Gutenberg entre le manteau et le noyau externe, la discontinuité de Lehmann entre le noyau externe et le noyau interne.

● En outre, l'étude des séismes permet de différencier : en surface une lithosphère (lithos = roche) rigide donc cassante ; au dessous une asthénosphère (asthenos = sans résistance) plus ductile.

Cette limite a été mise en évidence à l'aide de l'étude des vitesses de propagation des ondes sismiques. En effetl'existence d'une LVZ (Low Velocity Zone) indique que les roches du manteau (péridotite) de cette zone ont uncomportement plus ductile. Cette LVZ délimite l'asthénosphère de la lithosphère. Cette limite correspond également àla présence de l'isotherme 1300°C.Les études montrent des différences d'épaisseur entre la lithosphère océanique épaisse d'environ 100 km en moyenneet la lithosphère continentale épaisse d'environ 120-150 km en moyenne.

2 / 24

B. Vers un modèle thermique de la Terre

● Les observations directes effectuées dans les mines montrent que la température interne de la Terre croît avec laprofondeur selon un gradient géothermique de 30°C par kilomètre en moyenne dans le croûte terrestre.● Cependant, l'évolution de la température interne de le Terre n'est pas linéaire. Elle augmente fortement à chaquepassage de discontinuité. ● De plus, la propagation des ondes sismiques à l'intérieur du globe, révèle des anomalies de vitesses, par rapport aumodèle théorique PREM, qui peuvent être positives ou négatives. Ces anomalies sont interprétées comme deshétérogénéité thermiques au sein du manteau.● Ces observations permettent de mettre en évidence deux modes de transfert de la chaleur interne de la Terre :

La conduction correspond à un transfert de chaleur de proche en proche par contact. Il n'y a pas dans ce casde déplacement appréciable de matière. Cette modalité de transfert de chaleur est dominante au niveau descouches superficielles du globe (croûte) et au niveau de la transition manteau/noyau.

La convection correspond à un transfert de chaleur avec un déplacement de matière. Les mouvements sontinitiés par des différences de densité, contrôlées entre autres par la température et la pression. La matièremoins chaude, moins dense que la matière froide, est animée de mouvements ascendants. En surface, elle serefroidit et plonge en profondeur. Ces mouvements s’organisent alors en cellules de convection. Ce modèlede transfert de chaleur est dominant au niveau du manteau où on observe des cellules de convectionimportantes à l'origine des déplacements des plaques lithosphériques en surface (voir chapitres suivants).

3 / 24

4 / 24

► Fiche de mémorisation à compléter :

Questions Réponses

Q1. Quelle est la structure internede la Terre ? Comment déterminercette structure ?

Q2. Quelles sont les rochesconstitutives de la croûteocéanique ? Comment sont-ellesréparties au sein de la croûteocéanique ?

Q3. Quelles sont les caractéristiques lithologiques des basaltes de la croûte océanique ?

Q4. Quelles sont les caractéristiques lithologiques des gabbros de la croûte océanique ?

Q5. Quelles sont les roches constitutives de la croûte continentale ?

Q6. Comment met-on en évidence la limite lithosphère/asthénosphère ?

Q7. Quelles est la roche constitutive du manteau ?

5 / 24

Thème 1 : La Terre, la vie et l’organisation du vivant

Partie B : La dynamique interne de la Terre

Chapitre 2 - La mobilité horizontale de la lithosphère

► Je serai capable de...- de définir les termes spécifiques de ce thème ;- d'interpréter des observations et mesures de terrains ;- de modéliser les mouvements des plaques lithosphériques ;- calculer des vitesses de déplacement des plaques lithosphériques à l'aide de différentes méthodes ;- d'expliquer les arguments en faveur de la théorie de la tectonique des plaques ;- d'expliquer les arguments en faveur de la théorie de l'expansion océanique.

► Définitions :- flux géothermique: quantité de chaleur dissipée par la Terre par unité de surface et de temps.- anomalie magnétique: écart entre la valeur du champ magnétique mesuré en un point et celle du champ

magnétique terrestre moyen.- paléoclimat: climat ancien.- faille transformante: fracture qui décale l'axe des dorsales. Un secteur de la faille est marqué par une activité

sismique liée à des mouvements décrochants.- plaque lithosphérique: plaque constituée de lithosphère océanique et/ou continentale, qui est animée d'un

mouvement de rotation à la surface du globe.- mouvement de divergence des plaques lithosphériques : écartement des plaques lithosphériques ; les dorsales

océaniques sont des zones de divergence.- mouvement de convergence des plaques lithosphériques : rapprochement de plaques lithosphériques les unes

vers les autres ; les zones de subduction résultent de la convergence de deux plaques lithosphériques.- mouvement décrochant: déplacement de deux compartiments séparés par une faille, dans le sens horizontal et

parallèle à l'axe de la faille.- point chaud: région fixe du manteau profond qui envoie vers la surface un panache de matériel « chaud » ; les

points chauds sont à l'origine de l’alignement de volcans observés à l'intérieur des plaques.- tomographie sismique: méthode d'analyse utilisée en géophysique qui interprète les changements de vitesses

des ondes sismiques provoquées par des modifications de la température des couches traversées.

6 / 24

► Résumé du cours...

I. Les plaques lithosphériques et leurs frontières

● La lithosphère est découpée en plaques lithosphériques, dont les frontières concentrent l'activité sismique (etvolcanique) de la Terre.● Ce découpage de la lithosphère en plaques lithosphériques rigides est également révélé par l'existence des faillestransformantes le long de l'axe des dorsales océaniques. En effet l'étude de la géométrie des failles permet decomprendre que chaque dorsale est une frontière séparant deux plaques en rotation l'une par rapport à l'autre en surfaced'un globe.● Les mouvements relatifs des plaques peuvent être divergents, convergents ou de coulissage.

Les dorsales sont des frontières divergentes. Les chaînes de montagne dites de collision et les fosses océaniques sont des frontières convergentes.

● Les frontières de plaques ont des signatures thermiques et sismiques différentes : Les dorsales se manifestent par un flux géothermique lié au magmatisme, ainsi qu'une sismicité superficielle

(<35 km) de faible magnitude. Les fosses océaniques se caractérisent par :

une disposition des foyers sismiques le long d'un plan correspondant à la plaque plongeante, allantjusqu'à 700 km de profondeur, le plan de Wadatti-Benioff, et de magnitude parfois très élevée ;

un flux géothermique fort au niveau de l'arc volcanique et faible en amont (lié au plongement d'uneplaque lithosphérique « froide »).

II. Mesurer les déplacements actuels des plaques grâce à la géodésie spatiale

● La géodésie spatiale, et notamment le système GPS (Global Positioning System), permet de quantifier le mouvementactuel des plaques lithosphériques. Grâce à des satellites, il est possible de positionner au millimètre près, des stationsGPS réparties au sol sur l'ensemble de la planète. L'étude de la position d'une station sur plusieurs années permet dedéterminer la direction, le sens et la vitesse du déplacement de la plaque sur laquelle elle se trouve.● Les mesures effectuées par GPS indiquent un déplacement des plaques de l'ordre de quelques cm/an.

III. Mesurer les déplacements passés des plaques lithosphériques

● Le mouvement relatif des plaques dans le passé peut être quantifié à partir d'indices géologiques moyennés sur unedurée de quelques centaines de milliers à quelques dizaines de millions d'années.● Les alignements volcaniques résultent du déplacement d'une plaque océanique au-dessus d'un point chaud, considéréfixe pour une durée de quelques millions d'années. La datation des volcans et leur position permettent de reconstituerle sens et la vitesse de déplacement de la plaque sur laquelle ces volcans se situent.● La datation des roches de la croûte océanique et leur position par rapport à l'axe de la dorsale permet de déterminerla vitesse d'accrétion des plaques océaniques. Deux approches permettent cette datation :

L'étude de la répartition et de la datation des sédiments océaniques au contact des basalte océaniques. L'étude des anomalies magnétiques enregistrées dans les basaltes de la croûte océanique en confrontation

avec l'échelle des inversions du champ magnétique terrestre.Cette distribution symétrique des anomalies magnétiques par rapport à l'axe de la dorsale a également permis de valider le modèle de l'expansion océanique.

● Les vitesses des déplacements passés calculées avec ces indices géologiques sont cohérentes entre elles. Les valeurss'accordent également avec les valeurs actuelles issues des mesures géodésiques spatiales (GPS).

7 / 24

8 / 24

► Fiche de mémorisation à compléter :

Questions Réponses

Q1. Quels arguments révèlent que la croûteocéanique se forme en permanence au niveau desdorsales océaniques par accrétion de magma ?

Q2. Quelles données valident le modèle del'expansion océanique ?

Q3. Comment peut-on calculer la vitessed'expansion océanique à l'aide des anomaliesmagnétiques ?

Q4. Qu'est-ce qui caractérise le modèle de latectonique des plaques ?

Q5. En quoi la présence des failles transformantesrévèle la mobilité des plaques lithosphériques ?

Q6. Quels sont les différentes frontières de plaqueslithosphériques ?

Q7. En quoi l'étude de l'âge des sédiments marinsau contact du plancher basaltique confirme lemodèle de la tectonique des plaques ?

Q8. En quoi l'étude de l'alignement des volcansobservés dans les archipels volcaniques confirme lemodèle de la tectonique des plaques ?

9 / 24

Thème 1 : La Terre, la vie et l’organisation du vivant

Partie B : La dynamique interne de la Terre

Chapitre 3 - La dynamique des zones de divergence

► Je serai capable de...- définir les termes spécifiques de ce thème ;- d'interpréter divers indices géologiques pour en déduire le fonctionnement des dorsales océaniques ;- de comprendre le fonctionnement des deux types de dorsales océaniques ;- d'expliquer l'origine du magmatisme des dorsales océaniques ;- d'expliquer l'origine des différentes structures des roches magmatiques de la croûte océanique.

► Définitions :- chambre magmatique : zone proche de la surface où le magma est stockée et où il se différencie plus ou

moins par rapport au magma primaire ;- isotherme : ligne joignant les points qui sont à une même température ;- accrétion : désigne la constitution et l'accroissement d’un corps (ici la lithosphère océanique) par apport et/ou

agglomération de matière, généralement en surface ou en périphérie de celui-ci ;- accrétion océanique : phénomène de création de la croûte océanique par remontée de basalte au niveau des

dorsales.- rift (n.m.; mot anglais signifiant fissure, faille): fossé d'effondrement (graben) se localisant le long d’une

fracture de l'écorce terrestre lors d'un processus d'extension. Le rift est limité par des bords plus ou moinssurélevés (appelés épaulements de rift) formant généralement des gradins correspondant à une série de blocsbasculés le long de failles normales. Les géologues distinguent le rift continental, par suite de l'extension de lacroûte continentale, et le rift océanique présent à l'axe des dorsales uniquement.

- serpentinisation (n.f.) : transformation en serpentine de l'olivine et du pyroxène, minéraux principaux de la péridotite.

- serpentine (n.f.) : famille minéralogique provenant de l'altération de l'olivine et des pyroxènes des péridotites.- métamorphisme (n.m., de méta et du gr. morphê, forme) : ensemble des transformations subies par une roche

à l'état solide sous l'effet de modifications des conditions de température, de pression, de fluides. Cestransformations s'accompagnent de cristallisation de nouveaux minéraux, dits minéraux néoformés, et del'acquisition de structures particulières de la roche.

► Résumé du cours...

I. Activité magmatique et formation des roches de la croûte océanique

● La divergence des plaques conduit, après la fracturation d'un domaine continental, à la mise en place d'unelithosphère océanique qui va s'accroître au cours du temps.Rq : On appelle rift continental ou fossé d'effondrement la structure géologique mise en place au niveau d'un bloccontinental dans un contexte divergent. Le rift continental se caractérise par des bords surélevés, une activitévolcanique plus ou moins forte (ex. : rift Rhénan entre les Vosges et le Forêt Noire, « Rift Valley » dans la région desgrands lacs en Afrique de l'est.)● Le flux géothermique élevé le long d'une dorsale permet d'envisager un mouvement ascendant de l'asthénosphère etune transition lithosphère-asthénosphère située plus proche de la surface.● Au cours de sa remontée induite par la divergence, la péridotite subit une décompression et rencontre ainsi lesconditions de sa fusion partielle. Le magma formé poursuit son ascension, et est collecté dans une chambremagmatique. Une partie cristalline en profondeur, lentement et forme des gabbros tandis qu'une partie peut s'infiltrerjusqu'en surface et refroidir rapidement au contact de l'eau de mer formant des basaltes. ● Alors que les basaltes et les gabbros présentent des compositions chimiques identiques, leurs textures différentess'expliquent par leurs conditions de refroidissement.● L'accrétion océanique désigne la création de nouvelles portions de croûte océanique à partir du rift d'une dorsaleocéanique.

10 / 24

II. Deux types de dorsales

● Les dorsales rapides se caractérisent par un bombement du plancher océanique, la présence de nombreuses fracturesouvertes en relation avec la divergence des plaques qu'elles séparent. Les indices d'activités magmatiques y sontfréquentes : traces d'éruptions volcaniques récentes en surface, détection de chambres magmatiques en profondeur.● Les dorsales lentes présentent une vallée axiale effondrée, le rift, bordée par des blocs limités par des faillesnormales.La divergence des plaques et l'activité magmatique discontinue sont à l'origine d'une croûte océanique parfois moinsépaisse, constituée de basaltes et de gabbros dans des proportions très variables d'un endroit à l'autre. Parfois cesroches sont absentes et les péridotites plus ou moins serpentinisées du manteau se trouvent alors directement sous lessédiments dont l'épaisseur augmente de part et d'autre de la dorsale.

III. La maturation de la lithosphère océanique

● En s'éloignant du centre d'accrétion, la lithosphère océanique se transforme. En raison de l'augmentation de laprofondeur de l'isotherme 1300°C (limite entre l'asthénosphère et la lithosphère) , elle s'épaissit.● Cet épaississement de la lithosphère océanique s'accompagne d'une augmentation de sa densité moyenne. En effetl'ajout de manteau lithosphérique (d=3,3) à la base de la lithosphère engendre une augmentation globale de sa densité.Ainsi à partir d'un certain âge, la densité globale de la lithosphère océanique dépasse celle du manteauasthénosphèrique sous-jacent et peut s'enfoncer donnant alors naissance à une zone de subduction.● L'eau de mer circulant dans la lithosphère favorise son refroidissement et l'hydrate en interagissant avec sesminéraux. Ces deux phénomènes entraînent des modifications de la composition minéralogique des roches de la croûteocéanique et du manteau. On parle de métamorphisme hydrothermal. Le gabbro se transforme en gabbrométamorphisé et la péridotite en péridotite serpentinisée (= serpentinite). Ces circulations hydrothermales peuvents'accompagner au niveau de l'axe des dorsales de formation de cheminées hydrothermales (« fumeurs ») à l'origined'un écosystème abondant et particulier.

11 / 24

12 / 24

13 / 24

► Fiche de mémorisation à compléter :

Questions Réponses

Q1. Qu'est-ce qui caractérise le modèle de latectonique des plaques ?

Q2. En quoi la présence des faillestransformantes révèle la mobilité des plaqueslithosphériques ?

Q3. Quels sont les différentes frontières deplaques lithosphériques ?

Q4. En quoi l'étude de l'âge des sédimentsmarins au contact du plancher basaltiqueconfirme le modèle de la tectonique desplaques ?

Q4. Quelles est la roche constitutive dumanteau ?

Q5. En quoi l'étude de l'alignement desvolcans observés dans les archipelsvolcaniques confirme le modèle de latectonique des plaques ?

14 / 24

Thème 1 : La Terre, la vie et l’organisation du vivant

Partie B : La dynamique interne de la Terre

Chapitre 4 - La dynamique des zones de convergence

► Je serai capable de...- définir les termes spécifiques de ce thème ;- d'identifier des marqueurs de subduction à différentes échelles ;- d'identifier des marqueurs de collision à différentes échelles ;- de reconnaître des roches du magmatisme de subduction ;- de reconnaître des roches du métamorphisme de subduction ;- d'identifier dans le diagramme P/T des faciès métamorphiques à partir d'associations minéralogiques ; - d'expliquer l'origine du magmatisme des zones de subduction ;- d'expliquer que l'évolution du magma au cours de son ascension est à l'origine de la diversité des roches

magmatiques de cette zone.

► Définitions :- subduction: enfoncement de la lithosphère dans l'asthénosphère au niveau des fosses océaniques.- magma (n.m.; gr. magma: résidu pâteux) : roche en fusion à haute température (dont l'état liquide est plus ou

moins fluide) contenant des gaz dissous;- roche magmatique : roche résultant de la cristallisation d'un magma;- roche volcanique : roche magmatique effusive ou extrusive, mise en place à l'état liquide ou pâteux (laves) en

surface, à l'air libre ou sous l'eau, à refroidissement rapide, surtout riche en petits cristaux (microlites) prisdans un verre plus ou moins abondant;

- roche plutonique: roche magmatique de profondeur, à texture grenue du fait d'un refroidissement lent;- nuée ardente: grand volume de gaz brûlants à très forte pression transportant, à la suite d'une violente

explosion, des masses considérables de débris de lave (des cendres aux blocs) et se déplaçant à grande vitesse(> 100 km/h);

- pluton : massif formé de roche magmatique plutonique constituant une grosse masse ovoïde;granitoïde: termedésignant l'ensemble des roches proches des granites (on y regroupe les granites, les granites monzonitiques,granodiorites...);

- solidus : dans un diagramme composition-température, lieu des points séparant le domaine où la phase solideexiste seule de celui où elle coexiste avec une phase liquide;

- cristallisation fractionnée : cristallisation progressive d'un magma due à des changements de conditionsphysico-chimiques. Ces changements sont en général que la baisse de pression et de température due à lamontée du magma au travers la croûte terrestre. La cristallisation fractionnée se produit sur les bords de lachambre magmatique.

- collision continentale : phénomène géodynamique se produisant à la limite convergente de deux plaqueslithosphériques où deux blocs continentaux se rencontrent.

- orogenèse (n.f.; gr. oros, montagne; gennan, engendrer) : processus conduisant à la formation des reliefs telsque les systèmes montagneux;

- chevauchement : mouvement tectonique conduisant un ensemble de terrains à en recouvrir un autre parl'intermédiaire d'un contact anormal peu incliné (rq : on appelle « contact anormal », un contact entre deuxterrains ayant subi des déplacements l'un par rapport à l'autre).

- nappe de charriage : un chevauchement de grande amplitude.- schistosité (n.f) : feuilletage plus ou moins serré présenté par certaines roches, acquis sous l'influence de

contraintes tectoniques, distinct de la stratification, et selon lequel elles peuvent se débiter en lames plus oumoins épaisses et régulières.

- foliation (n.f.; lat. folium, feuille) : structure visible dans certaines roches métamorphiques où, à la schistosité,s'ajoute une différenciation minéralogique entre des différents lits (aspect rubané).

- anatexie (nf.; gr anatêksis, fusion): processus par lequel des roches métamorphiques, soumises à des tempéra-tures de plus en plus fortes, subissent une fusion partielle donnant des migmatites.

- racine crustale : épaississement de la croûte continentale à l'aplomb des chaînes de montagnes, le Mohopouvant alors jusqu'à 70-80 km de profondeur.

- ophiolites (n.f.; gr. ophis, serpent; à cause de leur aspect qui rappelle la peau de ces reptiles): ensemble deroches magmatiques basaltes, gabbros, péridotites, généralement plus ou moins serpentinisées, présentes dansune chaîne de collision

15 / 24

► Résumé du cours...

I. Les zones de subduction

A. Les marqueurs des zones de subduction

● La répartition des séismes au voisinage des fosses est particulière : les séismes se distribuent selon un plan inclinéd'environ 100 km d'épaisseur. Ce plan est nommé le plan de Wadati-Benioff.● Les études de tomographie sismique réalisées au voisinage des fosses révèlent la présence d'une zone anormalementfroide qui coïncide avec le plan de Wadati-Benioff.● Ces données s'expliquent par le plongement d'une lithosphère océanique froide, rigide et cassante dansl'asthénosphère ductile.● Cette région présente un très faible flux thermique au niveau de la fosse, en raison du plongement d'une lithosphèrefroide et un fort flux géothermique au niveau de l'arc volcanique. Les tomographies sismiques montrent que lalithosphère plongeante ne se réchauffe que très lentement dans le manteau et qu'elle reste structurée jusqu'à uneprofondeur importante.● Les zones de subduction sont également caractérisées par la présence de nombreux volcans actifs disposés sur lesplaques lithosphériques chevauchantes, parallèlement la fosse océanique qui les bordent.● Cette région présente un très faible flux thermique au niveau de la fosse, en raison du plongement d'une lithosphèrefroide, et un fort flux géothermique au niveau de l'arc volcanique. Les tomographies sismiques montrent que lalithosphère plongeante ne se réchauffe que très lentement dans le manteau et qu'elle reste structurée jusqu'à uneprofondeur importante.● Les zones de subduction sont également caractérisées par la présence de nombreux volcans actifs disposés sur lesplaques lithosphériques chevauchantes, parallèlement à la fosse océanique qui les bordent. Cet alignement forme unarc volcanique.

B. Les roches magmatiques formées dans les zones de subduction

● Les zones de subduction sont un lieu de production de roches magmatiques plutoniques et volcaniques.Deux types de textures s'observent alors parmi ces roches magmatiques :

les roches volcaniques à texture microlitique ; ex. : andésite, rhyolite. Ces roches se forment lors d'unrefroidissement rapide du magma en surface.

Les roches plutoniques à texture grenue ; ex. : granite, diorite, granodiorite. Ces roches se forment lors d'unrefroidissement lent du magma en profondeur.

Rq1 : Les volcans qui constituent les arcs volcaniques émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz etleur éruptions sont fréquemment explosives accompagnées de projections de cendres plus ou moins abondantes ou denuées ardentes.Rq 2 : La viscosité de ces laves et la présence de nombreux gaz dissous peuvent expliquer le caractère explosif de ceséruptions. En effet la viscosité de la lave bloque le dégazage progressif lors de sa remontée si bien que, parvenus ensurface, les gaz piégés dans la lave se détendent violemment, ce qui provoque l'explosion du volcan (plus un magmaest riche en silice SiO2, plus il est visqueux).● Le magma à l'origine de cette diversité de roches magmatiques des zones de subduction se forme dans la plaquechevauchante.La comparaison des différentes roches révèlent des différences minéralogiques et chimiques. Cependant, les rochesmagmatiques des zones de subduction possèdent un point commun : des minéraux possédant des groupements -OH(minéraux hydroxylés). Ces minéraux hydroxylés ne peuvent se former qu'à partir d'un magma hydraté.

C. La genèse des magmas des zones de subduction

● A la profondeur où sont produits les magmas dans une zone de subduction, la température est insuffisante pourpermettre la fusion des péridotites, du moins si celles-ci restent anhydres. En revanche, des études expérimentales ontmontré que l'hydratation des péridotites abaisse leur point de fusion. Ainsi, il semble que la fusion partielle dumanteau à l'origine du magma des zones de subduction soit due à l'hydratation de la plaque chevauchante.● La lithosphère océanique vieillissante plonge dans le manteau asthénosphérique, les roches qui la constituentsubissent un métamorphisme hydrothermal et un métamorphisme par variation de pression et de température. Ainsi,certains minéraux constitutifs du gabbro quittent leur domaine de stabilité et interagissent pour former de nouvellesassociations minéralogiques.

● Le trajet du métamorphisme est dans un premier temps « hydratant » : l'hydratation favorise l'interaction entre pyroxène et plagioclase pour former de la hornblende => métagabbroà hornblende ; plagioclase et hornblende peuvent alors interagir pour former de l'actinote et de la chlorite => métagabbro à «faciès schistes verts ».

16 / 24

● Le trajet du métamorphisme est ensuite « déshydratant » : du glaucophane peut alors se former au sein du métagabbro => métagabbro à « faciès schiste bleus » ; enfin se forment des grenats, caractéristiques du « faciès éclogites ».

Rq : Lors de l'enfoncement de la lithosphère dans l'asthénosphère, il n'y a pas uniquement les métagabbros qui sedéshydratent : les sédiments, les basaltes et également le manteau lithosphérique subissent également cettedéshydratation du métamorphisme de forte intensité.● Ce processus libère donc une quantité considérable d'eau qui quitte la plaque plongeante et percole dans le manteaulithosphérique de la plaque plongeante.Or les études expérimentales de la fusion des roches prouvent que le point de fusion de la péridotite est abaisséelorsqu'elle est hydratée. Ainsi vers 100-150 km de profondeur à l'aplomb de l'arc magmatique les conditions d'unefusion partielle de la péridotite hydratées sont réunies.

● L'évolution chimique des magmas au cours de leur ascension : Le magma originel ainsi formé est de composition basaltique. Il remonte vers la surface par contraste de

densité. Au cours de son ascension le magma va être stocké plus longuement dans des chambres magmatiques où ilsubira diverses transformations :

Cristallisation fractionnée : son refroidissement, très lent s'accompagne d'une cristallisationprogressive des minéraux les plus pauvres en silice. Ainsi le magma résiduel s'enrichit de façon relative ensilice.

Contamination crustale : lorsque le magma chaud s'injecte dans la croûte, il peut provoquer la fusionde la roche encaissante par transfert de chaleur. Le magma se fait alors contaminer par les éléments chimiquesdes minéraux issus de cette roche encaissante. Notamment il s'enrichit en silice, potassium et sodium qui sontles éléments abondants de la croûte continentale.

Finalement les roches magmatiques produites, qu'elles soient volcaniques ou plutoniques, sontessentiellement de composition des granitoïdes, rhyolites ou andésites.

D. Le moteur de la subduction

● Au cours de son éloignement de la dorsale, lieu de sa formation, la lithosphère océanique vieillit et se refroidit.L'isotherme 1300°C, marquant la limite entre la lithosphère et l'asthénosphère, devient alors de plus en plus profond.Ainsi la lithosphère s'épaissit en vieillissant, par ajout d'une semelle de manteau lithosphérique dense. Donc lalithosphère devient également de plus en plus dense. L'augmentation de sa densité au-delà du seuil d'équilibreisostatique explique son plongement dans l'asthénosphère. Ainsi c'est la différence de densité entre l'asthénosphère etla lithosphère océanique âgée qui est la principale cause de la subduction.● La subduction s'amorce dans des zones de faiblesse de la lithosphère. Lorsque la subduction est amorcée, lalithosphère se métamorphise et l'augmentation de la densité se poursuit. L'enfoncement est entretenu et la plaqueplongeante exerce alors une traction sur la totalité de sa surface. S'amorce ainsi un mouvement convectif descendantdans le manteau, ce qui participe, à l'échelle globale du manteau, à la mise en place des mouvements convectifsascendants au niveau des dorsales océaniques.Rq : Les méthodes de tomographie sismique permettent de suivre le panneau lithosphérique au-delà de 680 km enprofondeur, et ce jusqu'à la limite manteau-noyau.

17 / 24

18 / 24

II. Les zones de collision

● L'affrontement entre deux lithosphères continentales de densité égale (d ≈ 2,7) et inférieure à la densité del'asthénosphère (d ≈ 3,25) conduit à la formation d'une chaîne de montagnes en collision, à un épaississement verticalde la croûte et à un raccourcissement horizontal. Il y a alors formation de reliefs ou orogenèse.● La structure de la chaîne de montagne est globalement dissymétrique.

A. Les indices d'une compression

1. Des indices de terrain

● A l'échelle de l'affleurement, on recense : des plis dans les strates sédimentaires, qui témoignent d'une déformation souple ; des failles inverses qui traduisent des déformations cassantes.

● A l'échelle régionale, plis-failles, chevauchement ou nappes de charriage témoignent de mouvements horizontaux degrande amplitude.● A l'échelle de l'échantillon et à l'échelle microscopique, on peut observer des déformations et/ou des associationsminéralogiques qui traduisent les conditions de température et de pression subies par les roches lors de leur collision.On observe alors des roches métamorphiques, c'est à dire des roches qui ont subi des transformations à l'état solidesous l'effet de changement de température et de pression. Outre les modifications de texture des roches (apparition deschistosité, de foliation), on peut observer la cristallisation de nouveaux minéraux. La composition chimique globalede la roche reste stable mais les minéraux se transforment progressivement: les minéraux stables sous certainesconditions ne le sont plus lorsque pression et température varient et interagissent chimiquement pour donner denouveaux minéraux.● Si la température s'élève encore plus, une partie de la roche métamorphique peut entrer en fusion et donnernaissance localement à une lentille de magma. Ce phénomène de fusion partielle constitue ce que l'on nommel'anatexie. C'est ainsi que l'on observe des migmatites, c'est-à-dire des gneiss contenant des lentilles granitiques.

2. Des indices géophysiques d'un épaississement crustal

● En profondeur, des déformations sont observables à l'aplomb d'une chaîne de montagnes, grâce aux étudesgéophysiques (études sismiques notamment).● Ces études montrent que le Moho est plus profond et donc que la croûte s'épaissit en profondeur. Cet épaississementest lié à la superposition d'écailles de croûte les unes sur les autres. Cet écaillage conduite à la mise en place d'uneracine crustale à l'aplomb des reliefs.

B. L'origine d'une chaîne de montagne

● Les observations sur le terrain et en profondeur au niveau d'une chaîne de montagnes s'expliquent par lesmouvements des plaques lithosphériques. Lorsque les mouvements tectoniques font converger deux plaques delithosphère continentale l'une vers l'autre, ces dernières peuvent finir par entrer en collision. Les roches de la croûtecontinentale sont alors comprimées.● Cette compression entraîne un raccourcissement, un empilement et un épaississement crustal. Des mesures sur leterrain permettent de quantifier le raccourcissement à différentes échelles.

19 / 24

20 / 24

► Fiche de mémorisation à compléter :

Questions Réponses

Q1. Comment déterminer la profondeur du Moho ?

Q2. Quels indices révèlent l'épaississement dela croûte continentale ?

Q3. Qu'est-ce que le métamorphique ?

Q4. Qu'est-ce que l'anatexie ?

Q5. Qu'est-ce que la foliation ?

Q6. Qu'est-ce que la schistosité ?

Q7. Qu'est-ce qu'une zone de subduction ?

Q8. Quels sont les marqueurs de la subduction ?

21 / 24

Questions Réponses

Q9. A quelles structures tectoniques donnent naissance la fermeture océanique ?

Q10. Qu'appelle-t-on ophiolites ? Que témoignent de telles structures géologiques dans un massif montagneux ?

Q11. Qu'appelle-t-on serpentinisation de la péridotite ?

Q12. Quels sont les indices géologiques (àdifférentes échelles) qui témoignent d'uneancienne subduction ?

22 / 24

Questions Réponses

Q13. Quelles sont les différentes productions volcaniques des zones de subduction ?

Q14. Quelles sont les caractéristiques lithologiques de l'andésite (aspect global, texture, minéraux principaux) ?

Q15. Quelles sont les caractéristiques lithologiques de la rhyolite (aspect global, texture, minéraux principaux) ?

Q16. Qu'est-ce qui distingue la rhyolite du granite ?

Q17. Quelle est l'origine du magma des zones de subduction ?

23 / 24

Questions Réponses

Q18. Pourquoi dit-on que le magma des zonesde subduction est un magma hydraté ?

Q19. Quelle est la conséquence sur sa température de cristallisation (à une pression donnée) de l'hydratation d'un magma ?

Q20. D'où vient l'eau à l'origine de l'hydratation de la péridotite située à l'aplomb des arcs volcaniques des zones de subduction ?

Q21. Qu'est-ce que le trajet hydratant du métamorphisme de la lithosphère océanique en amont de sa subduction ? Qu'est-ce que le trajet déshydratant du métamorphisme de subduction ?

Q22. Qu'est-ce qu'un faciès métamorphique ?

Q23. Dans le domaine du magmatisme, quel paramètre est pris en compte pour qualifier unmagma « acide », « intermédiaire », « basique » ou « ultrabasique » ?

Q24. Comment obtenir une diversité deroches acides (granites, rhyolites, andésites) àpartir d'un magma ultrabasique (d'originepéridotitique) ?

Q25. Qu'est-ce que la cristallisation fractionnée d'un magma ?

24 / 24