Marge continentale passive - lewebpedagogiquecom
place progressive de l’océan alpin (marge passive + LO) Lors du changement de mouvement, les 2 plaques se sont rapprochées (mouvement convergent) et l’océan alpin a disparu en subduction formation des roches typique (SV (métabasalte et métagabbro), SB et éclogite) et de la bordure amincie de la CC
Sédiments, marge passive, rift et ouverture d un océan
Sismique réflexion au niveau d'une marge passive interprétation TRÈS simplifiée ost-rift 'syp-riftN Sédiments rma Source d'émission des ondes Enregistrement des signaux Le Principe de la gismique est simple : on provoque de Iégerg ébranlementg (chute d'un poids, petite explosion m) et on suit les signaux ainsi émis, qui ge réfléchissent
Une ancienne marge passive D’un ancien océan Refermé
lithosphère océanique actuelle, situé entre 2 plaques - obduction : charriage d’un lambeau de lithosphère océanique sur un autre type de croûte Une ancienne marge passive - ancienne marge continentale passive : blocs basculés + failles normales + - 180 Ma
T2 Les traces du passé mouvementé de la Terre Les ophiolites
Les marques de la fragmentation continentale et de l’ouverture océanique - Une marge passive est une zone de transition stable entre une LC et une LO (absence de séismes et de volcanisme) - La marge passive est marquée par : un amincissement crustal (remontée du Moho) associé à un amincissement lithosphérique couplé à une remontée de
Chapitre 2 – Convergence lithosphérique et formation des
marge passive, mise en place lors de l’ouverture de l’ancien océan alpin Remarque 1 : les sédiments synrifts et postrifts se sont mis en place en milieu marin : ils peuvent donc comporter des fossiles surprenants en montagne, comme le montre la dalle à Ammonites de
CHAP 06 - FORMATION DES CHAINES DE MONTAGNE
1- La mise en place d’une marge passive Les marges passives correspondent aux zones de transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique Leur histoire est liée à celle de l’ouverture de l’océan qu’elles bordent
Chapitre 2 - LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE : MOTEUR DE LA
domaine océanique par subduction • Marge continentale passive: bordure immergée d’un continent formée de croûte continentale Au niveau d’une marge passive, on observe la transition entre la croûte continentale et une croûte océanique recouverte en partie de sédiments caractéristiques de milieux océaniques peu profonds
Niveau : 1ère Première possibilité : tectonique des plaques
C’est le stade rift océanique Un véritable océan est créé, il s’agrandit et s’approfondit au cours du temps Les marges continentales passives sont alors repoussées sur la périphérie et elles s’approfondissent en même temps C’est dans ce contexte de marge passive que se mettent en place de nombreuses formations sédimentaires
Chapitre 2 Orogenèse : Exercices - WordPresscom
comme un vestige d’une ancienne marge continentale passive Les Dolomites sont des roches sédimentaires calcaires âgées de 245 Ma environ Ce type de calcaire se forme en milieu océanique peu profond (grande richesse en fossiles marins peu profonds : coraux, oursins, ammonites) Ces roches se sont donc formées par
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Correction TP15
Document 1 : Structure et formation des marges continentales actuelles et passées : Document 1c : Coupe des blocs du Taillefer et des Grandes Rousses Rochail :Dans toute la partie ouest de l'arc alpin il est
possible de repérer des ensembles de failles qui possèdent une certaine orientation générale commune.Ces accidents tectoniques peuvent êtres
visualisés sur de grandes échelles (où ils affectent des régions entières) ou à des échelles plus locales. Ces failles sont datées du Jurassique et ont été conservées au cours du temps jusqu'à nos jours. Document 1a : Localisation de la marge continentale passive armoricaineMarge continentale
passiveLa carte présente les failles normales présentes dans la partie occidentale des Alpes. Les failles normales témoignent de mouvements tectoniques de
divergence. Sur la coupe et les photos associées, on peut observer - des failles normales. - des blocs basculés - des sédiments anté-e continentale. - des sédiments syn- - des sédiments post- Tous ces éléments sont caractéristiques des marges passivesLe rifting peut être daté avec l'apparition des premiers sédiments syn-rift, témoins d'une divergence, vers -205 Ma.
Document 1b : Les marges continentales passives :
Les marges passives sont les parties immergées du continent et sont composées de croûte continentale. Ce sont des zones de transition (de
frontière) entre le domaine continental et le domaine océanique, dépourvues d'activité volcanique et sismique. Elles forment les bordures stables des
continents. Elles sont découpées en blocs basculés le long de failles normales du continent,étude de la nature et de
Les sédiments qui recouvrent les blocs sont diversement orientés, on distingue plusieurs séries :
- les sédiments anté-rift : ils sont solidaires et parallèles au socle du bloc basculé : ils sont affectés par les failles et sont donc antérieurs
à la fracturation de la croute.
- les sédiments syn-rift disposés en éventail- les sédiments post-rift qui recouvrent horizontalement l'ensemble des blocs basculés. Ils sont en discordance avec les autres. Comme ils
recouvrent l'ensemble sans être affectés -à-dire après la déchirure croute océanique.Sédiments anté-rift
Sédiments syn-rift
Sédiments post-rift
Le massif du Chenaillet
La serpentinite est une roche sombre. Il s'agit d'une péridotite altérée notamment par l'eau lors de
l'éloignement de la lithosphère océanique par rapport à la dorsale (pyroxène et olivine remplacés par la
serpentine).Les gabbros surmontant les péridotites sont également métamorphisés par refroidissement et
hydratation (présence d'hornblende et de minéraux verts (chlorite)).Au sommet se trouvent des basaltes en coussin, témoin d'un refroidissement rapide de laves au fond d'un
océan. La succession péridotites gabbro basalte correspond à la lithosphère océanique.Cette ancienne lithosphère océanique est appelée ophiolite ou complexe ophiolitique. Elles sont agées de
150 à 80Ma.
Le massif du Chenaillet est donc formé par une ancienne lithosphère océanique ramenée à plus de 2000
mètres d'altitude.Pl = Plagioclase Hb = Hornblende
Py = Pyroxène Ch = Chlorite
Ac = Actinote
Basaltes en coussin
Gabbros
Massif du Chenaillet
Serpentinite (péridotite altérée)
La lithosphère océanique a été amenée sur le continent par charriage lors de la collision continentale
le phénomène . L'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte
océanique quand la subduction est bloqué es 2 plaques qui Document 4 : Les roches métamorphiques du Mont Viso :Certains massifs ophiolitiques situés dans les zones internes des Alpes, portent des traces d'un
métamorphisme particulier. Ces roches sont étudiées en lames minces.Les roches sédimentaires et cristallines des Alpes franco-italiennes ont quasiment toutes subi un métamorphisme, mais celui-
ci a été d'intensité très variable selon la région considérée. L'établissement précis de la répartition de ces roches a ainsi
permis de mettre en évidence une zonation très particulière du métamorphisme qui témoigne de l'histoire même de la chaîne.
Elle est représentée ici sur une carte synthétique (dessin a).Métagabbros foliés à glaucophane
Eclogite
On trouve des métabasaltes ainsi que des métagabbros à glaucophane (schistes bleus) et éclogites. Le
glaucophane est en auréole autour du pyroxène. Ces roches sont caractéristiques des zones de
subduction. Les roches initiales de la croûte océanique ont été métamorphisées lors des changements
de conditions de P° et T°.Ces roches ont subi une forte augmentation de pression et une moindre de T°. Ce sont des conditions
caractéristiques de la subduction.Les basaltes et gabbros du plancher océanique sont entrés en subduction où les minéraux ont été
métamorphisés dans des conditions de HP.BT.En bilan, reconstituez
Il y a eu divergence et extension séparant les plaques africaine et eurasienne et aboutissant à la mise en
place progressive dealpin a disparu en subduction. formation des roches typique (SV (métabasalte et métagabbro), SB et
éclogite) et de la bordure amincie de la CC
Les roches métamorphiques du mont Viso
Certains massifs ophiolitiques situés dans les zones internes des Alpes, portent des traces d'un
métamorphisme. 2 1 Grena t PyroxèneLe mont Viso
Métagabbros
foliés à glaucophane (1) etéclogite (2)
Métabasaltes (basaltes en coussins métamorphisés) Lame mince des schistes bleus 1Lame mince de l'éclogite 2
Glaucophane
Pyroxène
Document 5 : Diagramme Pression-Température :
Ce diagramme a été obtenu après des expériences menées en laboratoire sur différents
minéraux. Chaque domaine (I à VII) correspond à des conditions de pression (profondeur) et température pour lesquelles certains minéraux sont stables. En dehors de leur champde stabilité, les minéraux sont métamorphisés en de nouveaux minéraux plus stables dans
les nouvelles conditions de pression et température. G0 G1Domaines de stabilité des minéraux ;
I = association à glaucophane + jadéite
II = association à pyroxène + glaucophane + plagioclase. III = association à grenat + jadéite +/- glaucophane. IV = association à chlorite + actinote + plagioclase.V = association à hornblende + plagioclase
VI = association à grenat + jadéite
VII = association à pyroxène + plagioclase Gabbro de la croûte océanique jeuneG1 Métagabbro à hornblende
G2 Métagabbro à glaucophane
E1 Eclogite
G2 ELe glaucophane est une amphibole donc minéral hydraté contrairement au grenat et jadéite (pyroxène) totalement anhydre donc il y a déshydratation des
aible intensité puis des schistes verts. Ensuite, on a la zone des schistes bleus tra hautes rouve des roches qui ont été métamorphisées avec une intensité croissante. donc que le la plaque eurasienne qui a plongé sous la plaque africaine.quotesdbs_dbs41.pdfusesText_41