1B2 Convergence lithosphérique et formation des chaînes de
Etre capable de reconnaître une marge passive, de schématiser les blocs basculés Marge passive (d’après CBGA) • Traces de la subduction océanique - Subduction: mouvement de convergence se traduisant par l’enfoncement dans l’asthénosphère d’une lithosphère sous une autre lithosphère
Chapitre 2 : La formation des chaînes de montagnes I Les
a) Une marge continentale passive actuelle Une marge continentale passive (par opposition aux marges actives) est une limite de continent qui ne s’accompagne pas d’une activité sismique et volcanique importante Ce type de marge se forme lors de l’ouverture d’un océan par rupture de la croute continentale
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
B- Les traces d’une ancienne marge passive • ACTIVITE 2 : DES VESTIGES DES MARGES CONTINENTALES Objectif : - Recenser, extraire et organiser des données de terrain 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
TP5 Formation des alpes Introduction
I Des indices de l’existence d’un ancien océan disparu Dans de nombreuses chaines de montagnes, on trouve : - des traces d’une ancienne marge continentale passive avec des failles normales (caractéristiques de l’extension initiale) qui séparent des blocs basculés auxquels sont associées des séries sédimentaires
T2 Les traces du passé mouvementé de la Terre Les ophiolites
(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 l’asthénosphère (remontée de l’isotherme 1300°C) - Au niveau d’une marge passive, on passe d’une croûte de nature granitique
Chapitre 2 - LA CONVERGENCE LITHOSPHÉRIQUE : MOTEUR DE LA
• 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
II Formation dune chaîne de montagne de collision
ation de plancher oécanique Succession de roches provenant de la LO De bas en haut, péridotites serpentinisées, métagabbros ( filons de basaltes et basaltes en coussin), de 1) Phase de rifting 2) Puis mise en place dune dorsale Ensemble de failles normales séparant des blocs basculés Traces d'une ancienne Amincissement de la marge passive
Révision géologie
de montagne Création d'un océan (marge passive, ophiolites Disparition de l'océan : ophiolites métamorphisées (SV SB Éclogite) Collision : indices tecto (FI, Pli nappes de charriages) et indices pétro (métamorphisme BP HT, et anatexie) Chap 3 : La subduction Moteur de la subduction : subsidence thermique et augmentation de la densité des
Exercices « Le domaine continental et sa dynamique
4- Les blocs basculés associés à des sédims prouvent la psce, avant la formation de la chaine de mgnes: ☐ d’une ancienne marge passive associée à une divergence ☐ d’une ancienne marge passive associée à une convergence ☐ d’une ancienne marge active associée à une divergence
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Pauline Alméras
2018-2019
Chapitre 2 Convergence
lithosphérique et formation des chaines de montagneTHEME 1
LE DOMAINE
CONTINENTAL ET SA
DYNAMIQUE
CHAPITRE 6 CONVERGENCE LITHOSPHERIQUE ET FORMATION DES CHAINES DEMONTAGNE
Nous avons vu que les chaines de montagne se mettent en place dans un contexte deconvergence. Des masses considérables de croûte continentale sont ainsi portées en altitude.
Dans ce chapitre, nous allons voir quel est le modèle de formation des chaînes de montagne, et sur quels indices géologiques il se base. Repérer les étapes et les indices à chercher pour les valider sur la fiche associée.1 - Avant la collision
se fait dans un contexte géologique de divergence. Des formations géologiques typiques sont associéesà ce phénomène.
Caractéristiques de cette phase à rechercher dans une chaine de montagne : - (blocs basculés + failles normales) - Traces de croûte océanique2 Changement de dynamique et début de convergence : la fermeture océanique
Caractéristiques de cette phase à rechercher dans une chaine de montagne : - Traces de subduction océanique Il y a convergence lithosphérique et subduction3 - : la collision
Lors de la collision, le mouvement se
poursuit : il y a un enfoncement en profondeur de la lithosphère continentale (on parle parfois de Caractéristiques de cette phase à rechercher dans une chaine de montagne : - Traces de subduction continentale (enfoncement profond de roches continentales)ͻ Livre page 168-169
Montrer que le massif du Chenaillet en constitue un exemple. Une ophiolite est un vestige du plancher océanique observé en domaine continental. En effet,charrié (déplacé sur une grande distance) sur le continent. Ce phénomène est appelé obduction.
Dans le massif du Chenaillet, on trouve de la base vers le sommet, des péridotites, du gabbro et du basalte. Ces roches sont les mêmes que celles du plancher océanique, et sont superposée profondeur : les radiolarites.ͻ Mise en relation des documents (fiche)
Région alpine
Dans les Alpes, on trouve des failles normales (signe de divergence) encadrant des blocsRemarque 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 Dignes (Jurassique inférieur) ; + ichtyosaure du triasFaille
listrique (= faille normale incurvée en profondeur) Dépôt des sédiments prérift (ils suivent le relief des blocs basculés) Dépôt des sédiments synrift (en évantail : plus épais côté continent que côté océan)Dépôt des sédiments postrift (ils
recouvrent les couches précédentes et recoupent les failles)A ʹ Plancher océanique et subduction
éloignent au fur et à mesure que de nouvelles roches sont mise en place. Leurs conditions de pression et de température évoluent donc. Quelles sont les modifications qui affectent les roches de la croûte océanique depuis leur TPEtape 1
océanique, on recherche quelles sont les transformations minéralogiques qui les affectent. Comment on le fait : Pour cela, on observe les échantillons et les lames minces disponibles. pression et de température ayant affecté les roches. Etape 3 ʹ Tableau récapitulatif des observations réaliséesFaciès Roche Minéraux
caractéristiques du facièsContraintes
associéesHydratation/Déshydratation
de la rocheSchistes
vertsMétagabbro 1 Hornblende et
chloriteBP- HT
(domaine V)Hydratation
Schistes
bleusMétagabbro 2 Glaucophane MP-BT
(domaine II)Déshydratation
Eclogites Eclogite Jadéite + grenat HP ʹ BT
(domaine III)Déshydratation
On observe une modification de la minéralogie des roches du plancher océanique au cours de la subduction.Etape 4
Les roches de chaque faciès présentent des associations minéralogiques spécifiques. Ces minéraux métamorphiques permettent de déterminer les conditions de pression et de résultats obtenus montrent que les roches du plancher océanique portent les traces de la subduction : on observe un métamorphisme correspondant à une augmentation de la pression au cours de la subduction.A proximité de la dorsale, les roches sont traversées par de nombreuses failles dans lesquelles
infiltrée se réchauffe. En circulant dans ces roches, cette eau chaude entraine des modifications
augmentation de pression qui provoque une déshydratation de la croute continentale. On est dans le domaine des schistes bleus.Cela entraine la formation de nouveaux minéraux, comme la jadéite et le grenat : on est dans le
faciès des éclogites, typique des contraintes de haute pression. Sur le diagramme pression/température : ajouter le trajet des roches. Au cours de la subduction, les roches de la croûte océanique subissent un métamorphisme sont soumises. B ʹ Des traces de subduction océanique dans les chaines de montagneExemple du parc de Queyras, dans les Alpes.
2 ʹ Des ophiolites métamorphisées
Question 2 page 173
Dans le Queyras, on trouve des métagabbros et des éclogites. Leur composition est typique desroches de la croûte océanique : cet ensemble de roches constitue une ophiolite. Elles présentent
en plus des minéraux caractéristiques du métamorphisme de subduction (glaucophane typique domaine continental.Remarque -> schémas
métamorphisée ophiolite métamorphiséeMise en place des deux
chaîneIV ʹ Les traces de la collision continentale
Quel est le devenir de la croûte continentale au cours de la collision ? A ʹ De la subduction océanique à la subduction continentale1 - Observation des roches
Des minéraux particuliers
Question 3 page 173
forme de haute pression du quartz, la coésite, montre que des roches continentales ont étéété entrainée par la subduction.
Des roches particulières
Les roches de la croute continentale ainsi entrainées sont soumises à de très fortes contraintes,
qui peuvent les mener à une fusion partielle. Le magma alors formé produit un granite en se Les migmatites (voir illustration chapitre 1) sont aussi formées par anatexie : elles sont roche qui a fondu puis a cristallisé de nouveau (zones de type granite).2 - Les apports de la tomographie
Fiche " rappel » :
Le principe de base
en proche. Plus le milieu est rigide, plus elles se propagent rapidement. Un milieu chaud est plus ductile, donc les ondes qui le traversent arrivent après le temps attendu. Un milieu froid est plus rigide, donc les ondes qui le traversent arrivent avant le temps attendu.La localisation des zones chaudes ou froides
Un séisme unique ne permet pas de
localiser les zones chaudes ou froides de façon précise : on sait quelles sont les ondes qui ont traversé une zone différente, mais pas où situer cette zone sur leur trajet. zones, il faut utiliser les données provenant de plusieurs séismes et croiser les informations.On obtient ainsi une image thermique de
: la tomographie est comparable à un scanner thermique.Document 3 page 177
La tomographie sismique permet de mettre en évidence une zone plus froide qui plonge dansB ʹ Des chevauchements en surface
Docs 2 et 1 pages 177-176
Les contraintes de pression très fortes lors de la collision entrainent des ruptures dans les roches de la partie supérieure de la croûte : de grande failles inverses de de croute continentale. Cela se manifeste en surface par des nappes de charriage (doc 2 -> repérer le figuré sur la carte géologique). en surface. systématiquement en subduction avant cet âge.A ʹ Le moteur de la subduction
La limite entre le manteau lithosphérique rigide et le manteau asthénosphérique ductile est une
limite thermique (1200 ʹ 1300°C). A proximité de la dorsale, cette limite est atteinte rapidement.
ˀ de manteau lithosphérique :
Densité = (6 X 2,9 + ˀ X 3,3) / (6+ˀ)
lithosphère devient dense. (6 X 2,9 + ˀX 3,3) / (6+ˀ) = 3,25Ce qui donne ˀ = 42 km.
subduction a un pendage fort (séismes moins intenses) devient de plus en plus profond : on parle de subsidence thermique. Elle finit par devenir plus TPEtape 1 : On cherche à vérifier que les transformations minéralogiques des différentes roches de
mesure la densité des roches des différents faciès de la croûte océanique : densité = masse
Masse volumique = m/V. On obtient la masse par une pesée, et le volume en observant le Etape B : Réaliser un tableau présentant pour chaque faciès la masse, le volume, la masse volumique et la densité. On constate que la densité des roches de la croûte océanique augmente au cours de la subduction. Tout au long de la subduction, la pression augmente, ce qui entraine des transformationsminéralogiques des roches de la croûte océanique. Les mesures montrent que ces modifications
correspondent à une augmentation de la densité des roches. Ainsi plus les roches de la croûte
tracte (= tire, ou entraine) le reste de la plaque lithosphérique : ce phénomène entretien la
subduction. subduction.continentale, à laquelle elle est encore rattachée. Ces deux zones moins denses jouent le rôle de
flotteur.