continents et leur dynamique

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Partie 2 Les continents et leur dynamique Les objectifs généraux de cette partie En classe de Première S, l attention s est portée principalement sur le domaine océanique. En classe de Terminale, on aborde le domaine continental. Il s agit de dégager les caractéristiques de la lithosphère continentale et d en comprendre l évolution à partir de données de terrain. La compréhension de la dynamique de la lithosphère devient ainsi plus complète. Une correspondance entre le programme officiel et les chapitres du manuel Connaissances La lithosphère est en équilibre (isostasie) sur l asthénosphère. Les différences d altitude moyenne entre les continents et les océans s expliquent par des différences crustales. La croûte continentale, principalement formée de roches voisines du granite, est d une épaisseur plus grande et d une densité plus faible que la croûte océanique. L âge de la croûte océanique n excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroits de plus de 4 Ga. Cet âge est déterminé par radiochronologie. Au relief positif qu est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale. L épaisseur de la croûte résulte d un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes) et des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle). Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l histoire de la chaîne. Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d un domaine océanique disparu (ophiolites) et d anciennes marges continentales passives. La «suture» de matériaux océaniques résulte de l affrontement de deux lithosphères continentales (collision). Tandis que l essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. Les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction. La différence de densité entre l asthénosphère et la lithosphère océanique âgée est la principale cause de la subduction. En s éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s épaissit. L augmentation de sa densité au-delà d un seuil d équilibre explique son plongement dans l asthénosphère. En surface, son âge n excède pas 200 Ma. chapitre 1 Les chapitres du manuel La croûte continentale (pages 142-153) Les activités pratiques Act. 1 La lithosphère en équilibre sur l asthénosphère Act. 2 L épaisseur et la densité de la croûte continentale Act. 3 Des indices tectoniques de l épaississement crustal Act. 4 Des indices pétrographiques de l épaississement crustal Act. 5 L âge de la lithosphère continentale chapitre 2 La formation des chaînes de montagnes (pages 164-177) Les activités pratiques Act. 1 Le modèle de la formation d une chaîne de montagnes Act. 2 Les traces d un ancien domaine océanique Act. 3 Les traces d une marge continentale passive Act. 4 Les témoins d une ancienne subduction Act. 5 Les causes de la subduction Act. 6 Les traces de la collision continentale 102 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l eau qu elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental. Les chaînes de montagnes anciennes ont des reliefs moins élevés que les plus récentes. On y observe à l affleurement une plus forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur. Les parties superficielles des reliefs tendent à disparaître. Altération et érosion contribuent à l effacement des reliefs. Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l eau, jusqu en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent (sédimentation). Des phénomènes tectoniques participent aussi à la disparition des reliefs. L ensemble de ces phénomènes débute dès la naissance du relief et constitue un vaste recyclage de la croûte continentale. chapitre 3 Zones de subduction et production de croûte continentale (pages 188-197) Les activités pratiques Act. 1 Le volcanisme des zones de subduction Act. 2 Les roches magmatiques des zones de subduction Act. 3 La genèse des magmas des zones de subduction Act. 4 La mise en place de nouveaux matériaux continentaux chapitre 4 La disparition des reliefs (pages 208-219) Les activités pratiques Act. 1 L aplanissement des chaînes de montagnes Act. 2 L altération des roches Act. 3 Le transport des produits issus de l altération Act. 4 Des réajustements isostatiques Act. 5 L étirement des chaînes de montagnes Les objectifs généraux 103

Partie 2 chapitre 1 La croûte continentale Activités pratiques 1 La lithosphère en équilibre sur l asthénosphère (p. 144-145) Connaissances La lithosphère est en équilibre (isostasie) sur l asthénosphère. Les différences d altitude moyenne entre les continents et les océans s expliquent par des différences crustales. Au relief positif qu est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre l équilibre de la lithosphère sur l asthénosphère. Établir une relation entre les observations de Bouguer et le concept d isostasie. Construire et exploiter des modèles. 1. Les intentions pédagogiques La distinction lithosphère-asthénosphère, connue des élèves depuis le collège, est replacée d un point de vue historique en classe de Première S. Il s agit maintenant, en classe de Terminale, de préciser les modèles proposés par les scientifiques pour expliquer l équilibre de la lithosphère sur l asthénosphère, c est-à-dire l isostasie. La gravimétrie correspond à l étude des variations de l intensité de la pesanteur. L objectif du document 1 est de montrer que l intensité de la pesanteur terrestre dépend de plusieurs paramètres dont la répartition des masses à l intérieur du globe. Le document 2 illustre les anomalies gravimétriques mesurées en France, appelées anomalie de Bouguer (physicien qui mit en évidence des anomalies gravimétriques dans les Andes en 1738). Ce document permet d insister sur le fait qu au niveau des chaînes de montagnes, l anomalie de Bouguer est négative, ce qui s interprète comme un déficit de masse en profondeur. Ces mesures sont à la base du concept d isostasie. Le document 3 décrit deux modèles permettant de comprendre l isostasie, c est-à-dire l état d équilibre de la lithosphère sur l asthénosphère. Les élèves peuvent construire les modèles avec une série de tasseaux de même densité (modèle d Airy) ou de densités différentes (modèle de Pratt). Il s agit d illustrer la notion de surface de compensation et de racine crustale (modèle d Airy). 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents : Doc. 1 et 2 : La mesure de l intensité de la pesanteur, au niveau des chaînes de montagnes en particulier, montre des valeurs bien inférieures à celles théoriquement attendues. Ces anomalies gravimétriques ont conduit à l idée que l excès de masse représenté par le relief positif d une chaîne de montagnes est compensé en profondeur par un déficit de masse, c est-à-dire par de la croûte continentale peu dense (racine crustale). Doc. 3 : Dans le modèle d Airy, la croûte présente une densité constante et repose sur des roches de densité supérieure. L état d équilibre de chaque colonne de roches au- 104 Partie 2. Les continents et leur dynamique

dessus de la surface de compensation s explique par des proportions différentes de chaque type de roches dans les colonnes. Dans le modèle de Pratt, chaque colonne de roches présente une densité différente. Plus cette densité est forte, plus la hauteur de la colonne de roches est faible au-dessus de la surface de compensation. Le modèle d Airy représenterait ce qui est détecté par les études sismiques, c est-àdire la présence de croûte continentale profonde sous les chaînes de montagnes, nommée «racine crustale». Synthèse : réponse au problème à résoudre L équilibre de la lithosphère sur l asthénosphère (isostasie) s explique par la présence d une surface de compensation au-dessus de laquelle les colonnes de roches, bien qu ayant des hauteurs variables, ont toutes la même masse, seules les densités des roches étant différentes. 3. Ressources complémentaires Manuel universitaire : «Éléments de géologie» Pomerol, Éditions Dunod. Compléments scientifiques sur le site : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/xml/db/planetterre/metadata/lom-subsidence.xml Chapitre 1. La croûte continentale 105

Activités pratiques 2 L épaisseur et la densité de la croûte continentale (p. 146-147) Connaissances La croûte continentale, principalement formée de roches voisines du granite, est d une épaisseur plus grande et d une densité plus faible que la croûte océanique. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de déterminer l épaisseur de la croûte continentale. Comprendre le lien entre les phénomènes naturels et le langage mathématique. Manipuler et expérimenter. 1. Les intentions pédagogiques Le document 1 présente des sismogrammes récents enregistrés dans le sud-est de la France au sein même des établissements scolaires (réseau «sismo à l École»). Il s agit d indiquer aux élèves qu à partir de ces d enregistrements, il est possible de calculer la profondeur du Moho. En effet, on constate la présence d ondes PmP, c est-à-dire des ondes P arrivées en retard car elles se sont propagées dans la croûte continentale et ont été réfléchies sur la discontinuité de Mohorovicic. En utilisant le théorème de Pythagore, la profondeur du point de réflexion peut être déterminée. Les documents 2 et 3 ont pour objectif de montrer aux élèves qu il est possible de déterminer la densité de la croûte continentale à partir de l étude du granite. Le document 2 permet de rappeler les principales caractéristiques minéralogiques du granite. Le document 3 décrit une manipulation permettant de calculer en classe la densité d un granite et de la comparer à celles d autres roches connues des élèves, en particulier, le basalte. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents : Doc. 1 : Décalage entre les ondes Pg et PmP pour le séisme de Gardanne : 7,9 s. Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Gardanne : 28,7 km. Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Digne : 40,2 km. Dans ce deuxième cas, c est la profondeur du Moho au niveau approximatif de Manosque (à mi-chemin entre Gardanne et Digne) qui est estimée (alors que dans le premier cas, c est la profondeur dans la région aixoise). On constate donc que le Moho est plus profond en s approchant des Alpes. L épaisseur de la croûte continentale est plus grande sous des reliefs plus élevés, ce qui peut être en lien avec la présence d une «racine crustale» sous la chaîne de montagnes. Doc. 2 : Quartz, feldspaths et biotites bien visibles. Doc. 3 : Les mesures de densité du granite montrent des valeurs entre 2,5 et 2,7. Une roche volcanique est formée à partir du refroidissement rapide d une lave à l issue d une éruption volcanique. Une roche plutonique se forme par le refroidissement lent d un magma en profondeur. Synthèse : réponse au problème à résoudre L épaisseur de la croûte continentale peut être déterminée à partir d enregistrements d ondes sismiques, avec la présence des ondes PmP. On constate que la croûte 106 Partie 2. Les continents et leur dynamique

continentale est bien plus épaisse que la croûte océanique (7 km d épaisseur), en particulier sous les chaînes de montagnes. La densité de la croûte continentale, définie à partir de celle du granite qui est sa roche principale, montre des valeurs inférieures à celles de la croûte océanique. 3. Ressources complémentaires Site «Sismo à l École» : http://www.edusismo.org/index.asp?h_poste=9:0:23v Activités pratiques 3 Des indices tectoniques de l épaississement crustal (p. 148-149) Connaissances L épaisseur de la croûte résulte d un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes). Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin d identifier des indices tectoniques de l épaississement crustal. Manipuler des modèles scientifiques. 1. Les intentions pédagogiques Il s agit ici d illustrer certaines déformations rocheuses visibles en surface et indiquant un épaississement de la croûte continentale. L objectif est de faire comprendre aux élèves que la convergence des plaques se traduit par d intenses déformations de la lithosphère continentale qui s adapte en se raccourcissant. Trois aspects sont exposés : les plis, déformations plastiques (document 1), les failles inverses, déformations cassantes (document 2) et les nappes de charriage (document 3). Un modèle analogique simple à mettre en œuvre est proposé pour relier les types de déformations (plastiques ou cassantes) aux caractéristiques des matériaux impliqués. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents : Doc. 1, 2 et 4 : Les roches se sont déformées sous l effet de contraintes compressives. Les différences de comportement des roches (plastique ou cassant) peuvent s expliquer par des vitesses de déformations plus ou moins importantes. Il peut s agir aussi de différences de température des roches au moment de leur déformation, selon qu elles se trouvent en profondeur ou non. Doc. 3 : On constate deux anomalies dans la succession des strates : les roches datées du Tertiaire ( 65 Ma à 2,6 Ma) sont recouvertes de roches du Jurassique ( 205 à 137 Ma) donc plus anciennes. De même, les roches du Crétacé ( 145 à 65 Ma) sont surmontées par des séries du Trias ( 251 à 200 Ma). De grandes surfaces de roches ont été déplacées modifiant ainsi l ordre des dépôts des séries sédimentaires visibles actuellement. Chapitre 1. La croûte continentale 107

Doc. 1 à 4 : Les contraintes compressives sont à l origine des plis, des failles inverses et des nappes de charriage. L ensemble de ces déformations rocheuses entraîne un raccourcissement avec une superposition des couches rocheuses et donc un épaississement de la croûte continentale. Synthèse : réponse au problème à résoudre Les plis, les failles inverses et les nappes de charriage sont les indices tectoniques qui marquent un épaississement de la croûte continentale suite à des contraintes compressives. 3. Ressources complémentaires Manuel universitaire : «Géologie Objets, méthodes et modèles», Dercourt et Paquet, Éd. Dunod. Activités pratiques 4 Des indices pétrographiques de l épaississement crustal (p. 150-151) Connaissances L épaisseur de la croûte résulte d un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle). Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l histoire de la chaîne. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin d identifier des indices de l épaississement de la croûte continentale. Utiliser le microscope polarisant. 1. Les intentions pédagogiques L objectif est ici de montrer aux élèves qu un épaississement de la croûte continentale s accompagne de modifications des conditions de température et de pression à l inté rieur de celle-ci. Les roches sont alors modifiées et «enregistrent» ces nouvelles conditions. L étude de ces roches dites métamorphiques permet de reconstituer les conditions de leur formation. Les élèves connaissent les roches sédimentaires et les roches magmatiques mais c est la première fois que les roches métamorphiques sont étudiées. Le document 1 présente trois roches de même composition chimique trouvées en Limousin. Il s agit pour l élève, à partir de la disposition des minéraux et des modifications minéralogiques constatées, de comprendre le phénomène de métamorphisme. En établissant un lien avec le document 3, les élèves comprennent que les roches ont été formées à des profondeurs de plus en plus grandes, signe d un épaississement de la croûte continentale. Le document 2 illustre le phénomène d anatexie avec l observation de lentilles granitiques dans le gneiss. En reliant cette observation avec le document 3, les élèves comprennent qu une roche métamorphique comme le gneiss subit une fusion partielle lorsqu elle se trouve en profondeur dans une croûte continentale épaissie (ici, une profondeur de 25 km avec une température supérieure à 600 C). 108 Partie 2. Les continents et leur dynamique

2. Les pistes d exploitation Information déduites de l analyse des documents : Doc. 1 : Les roches ont subi des transformations minéralogiques avec l apparition du grenat par exemple. De plus, elles présentent toutes une schistosité bien marquée. Ces roches proviennent de roches sédimentaires appelées pélites qui ont été soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles dans lesquelles elles se sont formées. Elles ont subi des transformations à l état solide sans modification de la composition chimique. C est pourquoi on les qualifie de métamorphiques. Doc. 1 et 3 : La roche R1 s est formée à une profondeur d environ 15 km et à une température de 400 C, la roche R2 à 18 km, 450 C et la roche R3 à 20 km, 550 C. Doc. 1, 2 et 3 : Les minéraux contenus dans ces roches indiquent qu elles se sont formées dans des conditions Pression-Profondeur-Température de plus en plus élevées. Ces roches ont donc été enfouies à la faveur d un épaississement de la croûte continentale au cours de l orogenèse hercynienne (ère Primaire ou Paléozoïque). Synthèse : réponse au problème à résoudre L épaississement de la croûte continentale entraîne des modifications au sein des roches. Les indices pétrographiques en sont : l apparition d une schistosité, la formation de nouveaux minéraux stables dans des conditions de pression et de température de plus en plus élevées et les traces de fusion partielle dans les migmatites. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/licencemetam.html Chapitre 1. La croûte continentale 109

Activités pratiques 5 L âge de la lithosphère continentale (p. 152-153) Connaissances L âge de la croûte océanique n excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroit de plus de 4 Ga. Cet âge est déterminé par radiochronologie. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les méthodes de datation de la croûte continentale. Comprendre le lien entre les phénomènes naturels et le langage mathématique. 1. Les intentions pédagogiques Le document 1 présente le principe physique de la géochronologie afin que les élèves appréhendent la méthode Rubidium/Strontium développée dans le document 2. L objec tif est ici de comprendre la méthode permettant de déterminer un âge à partir de la droite isochrone. Le document 3 permet aux élèves d appliquer la méthode à partir d un exemple précis : datation du granite de Saint-Sylvestre, situé dans le nord du Limousin. Le document 4 présente les roches parmi les plus anciennes trouvées au niveau de la croûte continentale terrestre. Le planisphère permet de situer les masses rocheuses les plus anciennes sur les différents continents. C est au sein de ces ensembles rocheux que l on trouve actuellement des roches âgées de plus de 4 milliards d années, comme dans la région d Acasta au Canada. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 et 2 : Les éléments radioactifs présents dans les roches se désintègrent spontanément, et se transforment en éléments stables. On peut doser la quantité des différents isotopes dans un échantillon à l aide d un spectromètre de masse qui sépare les isotopes. En se désintégrant, un élément radioactif «père» se transforme spontanément en un élément «fils». C est ainsi que le rubidium 87 ( 87 Rb) se transforme en strontium 87 ( 87 Sr). La désintégration de tout élément radioactif constitue une véritable «horloge» car elle se fait en suivant une loi mathématique immuable de décroissance exponentielle en fonction du temps : quelle que soit la quantité d élément père présente au départ, il faut toujours le même temps pour que cette quantité soit réduite de moitié par désintégration. Cette durée caractéristique d un élément est sa demi-vie (t 1/2 ). Elle varie d un élément à l autre et peut atteindre plusieurs milliards d années. Avec le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches de plusieurs milliards d années. Doc. 2 : Au cours du temps, 87 Rb diminue au profit de 87 Sr. Donc le rapport 87 Rb/ 86 Sr diminue et le rapport 87 Sr/ 86 Sr augmente. Doc. 2 et 3 : L âge du granite de Saint Sylvestre déterminé à l aide de la méthode de la droite isochrone est d environ 310 Ma. Doc. 4 : Les roches les plus anciennes de la croûte continentale ont plus de 4 milliards d années, celles de la croûte océanique 200 millions d années. Les roches de la croûte continentale sont principalement des granites alors que la croûte océanique est 110 Partie 2. Les continents et leur dynamique

composée de basaltes et de gabbros. La densité moyenne de la croûte continentale est de 2,7, celle de la croûte océanique est de 3. L épaisseur de la croûte continentale est en moyenne de 35 km et peut aller jusqu à 70 km sous les chaînes de montagnes, celle de la croûte océanique est de 5 à 7 km. Synthèse : réponse au problème à résoudre L âge des roches de la croûte continentale peut être estimé par des méthodes de radiochronologie qui utilisent les isotopes radioactifs, contenus dans les roches, qui se désintègrent spontanément en éléments stables. Par exemple, à l aide de la méthode de la droite isochrone pour le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches de plusieurs centaines de millions d années, voire milliards d années. 3. Ressources complémentaires Site académique de Limoges (datation des granites) : http://www.ac-limoges.fr/svt/accueil/html/granites/datation_granitoides_applications.html Compléments scientifiques sur la datation absolue : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/xml/db/planetterre/metadata/lom-datationrubidium-strontium.xml Chapitre 1. La croûte continentale 111

Exercices p. 160 à 163 Pour la partie «Maîtriser ses connaissances» : la correction des exercices «Pour s entraîner» figure à la fin du manuel de l élève, pages 396 à 401 ; la correction de la partie «Objectif BAC» comporte seulement une correction des QCM ; en effet, les questions de synthèse sont des restitutions de connaissances où toute liberté est laissée à l élève pour construire une réponse organisée. 6 Le métamorphisme régional Les bonnes réponses sont : 1b ; 2a ; 3c. 8 Une croûte continentale épaissie Document 1 : affleurement montrant un pli découpé par une faille inverse. Document 2 : affleurement à Saillans sur lequel une faille inverse est visible. Document 3 : une importante surface de roches du Trias surmonte des roches de l Eocè ne. Il s agit d une anomalie dans la succession des strates sédimentaires car des roches plus anciennes reposent sur des roches plus récentes. Les roches du Trias constituent une nappe de charriage qui a été déposée à la faveur d un événement tectonique majeur. L ensemble des structures géologiques visibles sur les documents signe un épaississement de la croûte continentale qui a subi des contraintes compressives importantes. 9 La croûte continentale en équilibre isostatique En s appuyant sur la notion d équilibre isostatique, on considère que l équilibre des masses est réalisé sur les différentes verticales. Ainsi, on peut écrire : Masse de la colonne A = masse de la colonne B (2,7 30) + (3,2 X 1 ) = 2,7(30 + 3 + X 1 ) X 1 = 16,2 km De la même façon pour X 2 : 2,7 30 = (1 4) + (2,7 X 2 ) + (3,2(30 4 X 2 )) X 2 = 12,4 km 10 Datation de deux granites par la méthode Rubidium-Strontium À partir des valeurs des différents rapports isotopiques, les deux droites isochrones peuvent être construites, ce qui permet de déterminer a. L application de la formule t = ln (a + 1) / λ donne l âge des granites de chaque massif. Granite de Piégut-Pluviers : t = 314 +/- 15 Ma Granite de Saint-Mathieu : t = 310 +/- 15 Ma On peut donc penser que ces deux granites sont de même âge, aux incertitudes des mesures près. 112 Partie 2. Les continents et leur dynamique

11 Le Moho sous les Alpes L épaisseur de la croûte continentale peut atteindre 60 km sous les Alpes. Le tracé du Moho illustre la présence d une racine crustale sous la chaîne de montagnes, ce qui est en accord avec le modèle d isostasie d Airy. 12 Des roches du Massif de l Agly L observation du micaschiste 3 et de sa lame mince montre la présence de quartz et de biotite. En se référant au diagramme PT, on peut penser que cette roche s est formée dans des conditions de température situées entre 400 et 500 C sous 0,2 GPa de pression. Le micaschiste 4 est formé de quartz et de biotite mais aussi de l andalousite et de la muscovite. Il s est formé autour de 600 C sous 0,2 à 0,3 GPa de pression. Le micaschiste 1 possède en plus de la sillimanite. Le diagramme PT nous indique que cette roche s est formée aux alentours de 650 C sous une pression de 0,3 GPa. Enfin, le micaschiste 2 présente des traces de fusion partielle. Sur le diagramme PT, on en déduit que cette dernière roche s est formée à proximité de la zone d anatexie, à une température proche de 700 C et une pression de 0,4 GPa. L étude des roches actuellement à l affleurement montre que les pressions et les températures auxquelles ont été soumises ces roches sont de plus en plus fortes en allant vers l ouest. La région a subi un épisode tectonique important qui a entraîné un épaississement de la croûte continentale, amenant ainsi des roches en profondeur, dans de nouvelles conditions PT, avec formation de nouveaux minéraux (métamorphisme) et fusion partielle (anatexie). Chapitre 1. La croûte continentale 113

Partie 2 chapitre 2 La formation des chaînes de montagnes Activités pratiques 1 Le modèle de la formation d une chaîne de montagnes (p. 166-167) Connaissances Si les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques, les zones de subductions sont les domaines de la convergence à l échelle lithosphérique. Ces régions sont étudiées ici pour comprendre une situation privilégiée de raccourcissement et d empilement et donc de formation de chaînes de montagnes. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir d un modèle. Organiser des informations afin d établir une relation entre un modèle et le réel. 1. Les intentions pédagogiques En classe de Quatrième, le modèle global de la tectonique des plaques est présenté. La formation des chaînes de montagnes avec la notion de collision continentale sont abordées. Il s agit ici de présenter l ensemble du scénario de la formation d une chaîne de montagnes, tel qu il est proposé par le modèle de la tectonique des plaques. Le document 1 permet aux élèves de visualiser le modèle global avec les trois étapes principales. Les schémas permettent de replacer l ensemble des structures mises en jeu et d en préciser les définitions. Les élèves pourront se référer à ce modèle tout au long du chapitre et établir des relations avec les observations de terrain. Le document 2 présente une partie de la chaîne des Alpes franco-italiennes, chaîne de montagnes susceptible de présenter des structures géologiques en correspondance avec le modèle. La carte géologique incite l élève à comprendre qu il y a dans les Alpes des terrains de natures et d âges variés, ce qui témoigne d une histoire riche en événements. Les différents points étudiés dans les activités pratiques suivantes sont localisés sur cette carte. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 et 2 : Un océan (l océan alpin) séparait les plaques européenne et africaine. Cet océan devait être bordé de deux marges continentales passives, une côté européen, l autre côté africain. Suite à un changement global des contraintes, l océan se referme à la faveur d une subduction océanique. Une fois l océan refermé, le continent africain et le continent européen entrent en collision, ce qui forme la chaîne actuelle des Alpes. Doc. 1 et 2 : Les indices de cette histoire géologique possible pouvant être trouvés dans les Alpes sont : 114 Partie 2. Les continents et leur dynamique

la présence en altitude de portions de lithosphère océanique ayant constitué l océan alpin ; la présence d anciens blocs basculés issus d une ancienne marge continentale passive ; la présence de roches métamorphiques avec des marqueurs de haute pression signant l enfoncement en profondeur de la croûte océanique au cours de la subduction ; et enfin, un épaississement crustal avec la présence d une racine crustale sous la chaîne de montagnes. Synthèse : réponse au problème à résoudre Le scénario présente trois étapes principales : une phase d ouverture océanique avec formation de lithosphère océanique entre deux continents, c est l expansion océanique ; une phase de fermeture de l océan à la faveur d une subduction océanique ; une phase de collision entre deux continents entraînant un épaississement de la croûte continentale avec la formation d une racine crustale, une fusion partielle des roches continentales profondes et le charriage d une portion de lithosphère océanique en altitude (ophiolites). 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/ch.montagnes.html Lithothèque Aix-Marseille : http://lithotheque.ac-aix-marseille.fr/affleurements_paca/05_ophiolites2/05_ophiolites_ affl_stver6cu.htm Activités pratiques 2 Les restes d un ancien domaine océanique (p. 168-169) Connaissances Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d un domaine océanique disparu (ophiolites). Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir d observations de terrain. Organiser des informations afin d établir une relation entre des roches observées dans les Alpes et des observations directes de la lithosphère océanique. 1. Les intentions pédagogiques Nous avons choisi de débuter l activité par une présentation de la structure verticale de la lithosphère océanique (document 1) telle qu elle peut être observée directement en profondeur ou par des forages. L élève peut ensuite établir une relation entre ces données de terrain et les observations réalisées au niveau de la chaîne des Alpes (document 2), identifiant ainsi les restes de «l océan perdu» du domaine alpin. Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes 115

Les ophiolites alpines sont présentées mais il ne s agit pas de réaliser une étude exhaustive de ces formations ; l élève doit simplement, grâce aux documents présentés, identifier en quoi elles témoignent de l existence passée d un océan en lieu et place de la chaîne de montagnes actuelle. Pour cette raison, nous avons décidé de ne pas insister sur les particularités de ces ophiolites alpines, très singulières par leur faible épaisseur et la présence très fréquente de contacts directs entre basaltes et péridotites. Ces particularités sont interprétées comme les témoins d une lithosphère de type «océan Atlantique» ou encore de «dorsale lente». Le massif du Chenaillet (document 2) a été choisi pour cette raison. Il présente en effet, une association de roches (basaltes/ gabbros/péridotites) en accord avec les observations présentées dans le document 1. La présence dans ce massif de serpentinites et de métagabbros à faciès schiste vert indique que la lithosphère océanique du Chenaillet est une lithosphère âgée qui a subi une hydratation importante lors de l expansion océanique. Ces observations seront à mettre en relation avec les données des Activités pratiques 5. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les roches qui constituent la lithosphère océanique sont, du haut vers le bas : les sédiments, les basaltes en pillow-lavas, les filons verticaux de basalte, les gabbros puis les péridotites du manteau. Doc. 2 : Un complexe ophiolitique est un ensemble rocheux issu d une portion de lithosphère océanique charriée sur le continent au cours d une orogenèse. La limite entre les gabbros et les péridotites est le Moho, c est-à-dire la limite croûte-manteau. Doc. 1 et 2 : L ensemble des roches observées au niveau du massif du Chenaillet, avec la succession basaltes-gabbros-péridotites, correspond aux roches observées directement au niveau d une lithosphère océanique. Synthèse : réponse au problème à résoudre L observation de complexes ophiolitiques en altitude au niveau des Alpes indique la présence d un ancien océan. 3. Ressources complémentaires Les ophiolites du Chenaillet : http://christian.nicollet.free.fr/page/alpes/chenaillet/chenaillet.html 116 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Activités pratiques 3 Les traces d une ancienne marge passive (p. 170-171) Connaissances Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d anciennes marges continentales passives. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir d observations de terrain. Organiser des informations afin d établir une relation entre des structures géologiques alpines et la structure d une marge passive actuelle. 1. Les intentions pédagogiques Cette double page est construite sur le même principe que la précédente, avec la présentation des caractéristiques d une marge continentale passive actuelle, afin que les élèves puissent comprendre que les observations réalisées dans les Alpes signent la présence d une ancienne marge passive. En effet, la naissance d un océan par déchirure continentale n est plus au programme de la classe Première S. Il s agit ici de poursuivre les investigations en recherchant les traces des marges passives de l océan alpin en lien avec le modèle présenté initialement. Deux types de témoins sont présentés : des indices tectoniques et des indices sédimentaires. Le document 1 présente les structures géologiques d une marge continentale passive actuelle avec un profil sismique et son interprétation. Les élèves visualisent ainsi les caractéristiques géologiques de ces marges et comprennent qu elles ont enregistré l ouver ture précoce de l océan avec la déchirure de la croûte continentale. Le document 2 illustre les observations effectuées actuellement dans les Alpes. Ce document permet de mettre en évidence la fracturation du socle par des failles normales dans une direction NE-SO, perpendiculaire à celle de l extension qui est à l origine de l ouverture océanique. Les photographies et la carte géologique montrent que ces failles découpent le socle en blocs successifs. La fracturation s est accompagnée du basculement des blocs continentaux, ce qui a eu pour conséquence une subsidence tectonique au creux des blocs avec le dépôt d une importante quantité de sédiments. Les failles normales ainsi que le basculement des blocs (tectonique syn-rift) sont datés par datation relative du Lias c est-à-dire du Jurassique inférieur ( 190 Ma). Ces événements ont précédé l ouverture de l océan puisque l âge de la croûte océanique est bien plus récent ( 150 Ma). 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Il s agit ici d établir un lien entre le relief de la marge passive armoricaine et les différentes unités morphologiques décrites dans le texte. Les sédiments présentent une disposition en éventail : les strates ont une épaisseur variable, plus grande près du toit de la faille et qui diminue en s éloignant de celle-ci. Cette disposition est due au jeu des failles normales listriques et au basculement du bloc. Doc. 1 et 2 : Dans la région de l Oisans, on observe la présence d unités lithologiques, séparées par des failles normales, l ensemble orienté NE-SO (perpendiculaires à celle Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes 117

de l extension qui est à l origine de l ouverture océanique). Chacune de ces unités corres pond à un bloc basculé du fait de l inclinaison des plans de faille. Chaque bloc présente une importante épaisseur de sédiments. L ensemble de ces observations signe la présence d une ancienne marge continentale passive au niveau des Alpes. Synthèse : réponse au problème à résoudre Deux types d indices témoignent de la présence d une ancienne marge passive continentale : des indices tectoniques et des indices sédimentaires. Les indices tectoniques correspondent à l observation de failles normales inclinées qui découpent la croûte et dont le jeu est à l origine du basculement de blocs continentaux. Les indices sédimentaires correspondent à la présence d une importante épaisseur de sédiments déposés au-dessus des blocs basculés au fur et à mesure de la subsidence. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques sur les marges passives : http://www.didiersvt.com/cd_1s/html/c5/c5a2.htm La géologie du massif de l Oisans : http://www.geol-alp.com/h_oisans/oisans_general/oisans_general.html Activités pratiques 4 Les témoins d une ancienne subduction (p. 172-173) Connaissances Les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir d observations pétrologiques. Organiser des informations afin d établir une relation entre des minéraux observés dans les Alpes et le phénomène de subduction. 1. Les intentions pédagogiques Il s agit ici de mettre en évidence les traces de la fermeture de l océan alpin à partir de témoins minéralogiques et pétrologiques de la subduction océanique. De la même façon que précédemment, nous présentons dans un premier temps les transformations caractéristiques associées à la subduction pour ensuite permettre aux élèves d établir une relation avec les observations effectuées dans les Alpes. Le document 1 a pour objectif de montrer aux élèves que certaines associations minérales rencontrées dans les roches peuvent indiquer les conditions de pression et de température dans lesquelles se sont formées ces roches. Les domaines de stabilité définis expérimentalement permettent aux élèves de comprendre que seul le phénomène de subduction peut expliquer les réactions du métamorphisme présentées. 118 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Le document 2 permet aux élèves de visualiser les compositions minéralogiques de roches métamorphiques alpines. Ces données sont à mettre en relation avec celles du document 1 et amènent les élèves à comprendre que ces roches sont issues de l évolution de gabbros d une croûte océanique au cours de la subduction. Le document 3 apporte une information supplémentaire avec la présentation de la coésite, minéral d ultra haute pression, trouvé dans le massif alpin de la Dora Maira. Il s agit d illustrer le fait que la croûte continentale peut être entraînée en profondeur par la subduction ; on aborde ainsi la notion de subduction continentale. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les roches de la lithosphère océanique subissent des modifications minéralogiques sous l effet des modifications des conditions de pression et de température : il s agit de réactions métamorphiques. Les minéraux réagissent entre eux et de nouvelles associations minérales stables dans les conditions PT apparaissent. Doc. 2 : Les roches métamorphiques du Queyras sont des métagabbros de type schiste bleu. Ils sont constitués de glaucophane, de pyroxènes et de plagioclases. Ces minéraux indiquent que ces roches se sont formées autour de 300 C entre 15 et 30 km de profondeur. Les métagabbros de type éclogite du massif de la Dora Maira contiennent des grenats associés à de la jadéite. Cette association minérale est stable à des profondeurs élevées, supérieures à 40 km. Ainsi, les roches présentées se sont formées à partir des gabbros de la croûte océanique sous l effet des modifications des conditions de pression et de température dues à la subduction. Doc. 3 : La coésite est une forme particulière de quartz minéral formée sous des pressions très élevées, entre 3 et 4 GPa (environ 100 à 120 km de profondeur). La présence d un tel minéral dans des roches de la croûte continentale du massif de la Dora Maira signe un enfouissement important de la croûte continentale, qui a été entraînée par la subduction océanique. Synthèse : réponse au problème à résoudre Les indices d une subduction océanique qui aurait fermé l océan alpin sont pétrologiques et minéralogiques. En effet, des roches de même composition chimique que celle d un gabbro, présentent des associations minérales stables sous des pressions élevées. Seul un phénomène de subduction océanique passé peut expliquer la formation de telles roches et leur présence actuelle dans les Alpes. 3. Ressources complémentaires La coésite de Dora Maira : http://christian.nicollet.free.fr/page/figures/coesite/coesite.html Le métamorphisme des zones de subduction : http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_ plaques/01_terrain/06a.htm Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes 119

Activités pratiques 5 Les causes de la subduction (p. 174-175) Connaissances La différence de densité entre l asthénosphère et la lithosphère océanique âgée est la principale cause de la subduction. En s éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s épaissit. L augmentation de sa densité au-delà d un seuil d équilibre explique son plongement dans l asthénosphère. En surface, son âge n excède pas 200 Ma. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les causes de la subduction. Utiliser l outil mathématique. Manipuler et expérimenter. 1. Les intentions pédagogiques La subduction océanique est un phénomène connu des élèves. Il s agit ici d en expliquer les causes et de comprendre ainsi la jeunesse relative de la lithosphère océanique (200 Ma maximum) en comparaison avec les âges très anciens de la lithosphère continentale (plus de 4 Ga). De plus, le rôle moteur de la traction par la lithosphère océanique plongeante complète la compréhension de la tectonique des plaques. Le document 1 illustre le rôle de l eau des océans dans le refroidissement progressif de la lithosphère océanique dès sa formation au niveau de la dorsale. Le document 2 permet aux élèves de comprendre l évolution de la lithosphère océanique au cours du temps avec l augmentation de sa densité. Son refroidissement et son épaississement aux dépens de l asthénosphère sous-jacente permettent d expliquer cette augmentation de densité. La notion de subsidence thermique est ainsi abordée. Le document 3 propose de calculer l évolution de la densité d une lithosphère océanique en fonction du temps. Les élèves sont invités à calculer les différentes densités pour constater que dès 16 Ma, la lithosphère océanique est plus dense que l asthénosphère sous-jacente. Cependant, elle ne s enfonce pas car elle est maintenue en surface par les «flotteurs». Ce n est que bien plus tard, avec une densité beaucoup plus élevée que de la lithosphère océanique s enfoncera dans l asthénosphère. Afin d établir un lien entre l évolution de la densité de la lithosphère océanique et les roches qui la constituent, le document 4 propose de calculer les densités de deux roches métamorphiques, les schistes bleus et l éclogite, roches étudiées au cours des Activités pratiques 4. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 et 2 : La lithosphère océanique se refroidit et s épaissit aux dépens de l asthénosphère sous-jacente et voit sa densité augmenter peu à peu. L eau de mer participe au refroidissement de la lithosphère dès sa formation au niveau de la dorsale. Doc. 3 : densité d 2 : 3,255 densité d 3 : 3,264 densité d 4 : 3,282 densité d 5 : 3,285 densité d 6 : 3,187 120 Partie 2. Les continents et leur dynamique

La plaque océanique devrait plonger à partir de 16 Ma car sa densité est déjà supérieure à celle de l asthénosphère. Elle ne plonge pas car elle soutenue des deux côtés : côté dorsale par la lithosphère plus jeune et donc moins dense, côté continent par la lithosphère continentale peu dense. Doc. 4 : densité d un schiste bleu : 3,3 ; densité d une éclogite : 3,5. Les schistes bleus se forment au sein de la croûte océanique au cours de la subduction entre 15 et 30 km de profondeur, les éclogites encore plus profondément. Ainsi, l augmentation de densité des roches de la lithosphère océanique au fur et à mesure de l enfoncement, entretient la subduction. Synthèse : réponse au problème à résoudre La principale cause de la subduction est l augmentation de la densité de la lithosphère océanique au cours de son vieillissement. En s éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s épaissit, puis, au-delà d un seuil d équilibre, elle plonge dans l asthénosphère. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : http://www.cnrs.fr/cnrs-images/sciencesdelaterreaulycee/contenu/dyn_int3-1.htm Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes 121

Activités pratiques 6 Les traces de la collision continentale (p. 176-177) Connaissances La «suture» de matériaux océaniques résulte de l affrontement de deux lithosphères continentales (collision). Tandis que l essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin d établir une relation entre des structures géologiques observées et le devenir de la lithosphère continentale au cours de la collision. 1. Les intentions pédagogiques L objectif est ici de montrer que les conséquences de la collision visibles en surface (raccourcissement et épaississement) se retrouvent aussi en profondeur. La technique et les résultats de la prospection sismique au niveau des Alpes sont présentés dans le document 1 et des chevauchements au sein de la croûte sont mis en évidence dans le document 2. Le document 3 permet aux élèves d appréhender la notion de subduction continentale. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : On constate la présence en profondeur de grands chevauchements et de nombreuses failles inverses. Ainsi, les deux lithosphères continentales se chevauchent avec la plaque européenne qui passe sous la plaque africaine. La croûte continentale est fortement épaissie avec une épaisseur supérieure à 50 km dans la zone interne des Alpes. Les géologues nomment «racine crustale» la présence de croûte continentale profonde sous la chaîne de montagnes. Doc. 2 : L épaississement de la croûte continentale est dû a un empilement de nappes de charriage en profondeur à la faveur de grands chevauchements et de nombreuses failles inverses. Doc. 3 : Sous la chaîne de l Himalaya, la tomographie sismique montre le plongement de la plaque indienne vers le nord. Celle-ci s enfonce profondément dans le manteau, jusqu à 800 km de profondeur. C est la raison pour laquelle on parle de subduction continentale. Synthèse : réponse au problème à résoudre Au cours de la collision, les parties supérieures des deux croûtes continentales concernées se chevauchent, entraînant un empilement de nombreuses nappes de charriage, d où un épaississement crustal important. Vers le bas, une partie de la lithosphère continentale s enfonce dans le manteau, tirée par la lithosphère océanique en subduction : on parle de subduction continentale. 3. Ressources complémentaires Les Alpes, une chaîne de collision : http://acces.ens-lyon.fr/acces/terre/didacgeo/site/experimentation-classe-de-terrainbrianconnais/description_seance_alpes_collision06.pdf 122 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Exercices p. 184 à 187 Pour la partie «Maîtriser ses connaissances» : la correction des exercices «Pour s entraîner» figure à la fin du manuel de l élève, pages 396 à 401 ; la correction de la partie «Objectif BAC» comporte seulement une correction des QCM ; en effet, les questions de synthèse sont des restitutions de connaissances où toute liberté est laissée à l élève pour construire une réponse organisée. 6 Les métagabbros du Queyras et du mont Viso Les bonnes réponses sont. : 1c ; 2b. 7 L Himalaya, une chaîne de collision Le document 1 permet de constater la présence d ophiolites en altitude dans la chaîne. Ces ophiolites sont présentes sur de vastes étendues comme le montre la carte du do cument 3. Ces roches correspondent aux vestiges d une lithosphère océanique charriée sur le continent. Un ancien océan devait séparer la plaque indienne de la plaque eurasienne avant la collision. Le document 3 permet de constater la présence de granitoïdes de subduction. Ces roches de composition granitique ont été formées suite à une subduction océanique qui a entraîné la fusion partielle du manteau. Le magma formé a ensuite refroidi dans la croûte continentale formant ainsi les granitoïdes. La subduction océanique est à l origine de la fermeture de l océan séparant les deux plaques. Le document 3 permet aussi de constater un épaississement crustal important sous la chaîne de montagnes avec une épaisseur pouvant atteindre 60 km. Les deux lithosphères continentales se sont donc chevauchées entraînant l empilement de nombreuses nappes de charriage. Le document 2 montre la présence de coésite. Ce minéral est une forme particulière de quartz indiquant que la croûte continentale a été portée à une ultra haute pression. Seul le phénomène de subduction continentale peut expliquer la présence de ce minéral dans la croûte continentale. L ensemble de ces observations caractérise une chaîne de collision avec la présence initiale d un océan entre les deux lithosphères continentales. Puis, la fermeture océanique par le phénomène de subduction océanique a permis le chevauchement des deux continents avec un important épaississement crustal. Enfin, la lithosphère continentale continue aujourd hui de subduire, suite aux énormes forces de compression auxquelles les deux masses continentales sont soumises. 8 La traction d une plaque en subduction Pour un âge de 50 Ma, l épaisseur de la plaque océanique est de : e = 67 km. La densité de la lithosphère océanique est alors de : 3,275. Pour un âge de 100 Ma, l épaisseur de la plaque est de 95 km avec une densité de 3,282. À 200 Ma, la lithosphère océanique présente une épaisseur de 134 km avec une densité de 3,286. Ainsi, on constate qu en vieillissant, la lithosphère océanique s enfonce finalement dans l asthénosphère car sa densité augmente et dépasse celle de cette dernière. On sait qu au cours de cette subduction, les roches de la lithosphère subiront un méta- Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes 123

morphisme qui fera apparaître des roches de densités élevées (schiste bleu, éclogite). La partie de la lithosphère en subduction exerce une traction sur l ensemble de la lithosphère océanique et joue donc un rôle moteur dans le déplacement de la plaque. 9 Le massif de l Oisans, témoin de l histoire alpine 1. Sur la coupe géologique, on constate que le massif du Taillefer est découpé par de nombreuses failles normales, bordées à l est par une grande quantité de sédiments déposés au cours du Jurassique. Une tectonique en distension a donc affecté la croûte continentale au Jurassique, tectonique au cours de laquelle s est formé le bassin sédimentaire. Il s agit de vestiges d une marge passive qui bordait l océan alpin pendant le Jurassique, le massif du Taillefer étant considéré comme un ancien bloc basculé. À la base du bassin sédimentaire, une faille inverse découpe les différentes roches. Il s agit d une faille inverse caractérisant une tectonique en compression. Cette faille s est formée au cours d une phase compressive associée à la collision. Le massif du Taillefer a donc enregistré deux épisodes de l histoire géologique des Alpes : l océanisation et la collision. 10 L histoire des Alpes racontée par les métagabbros L observation macroscopique et microscopique des différentes roches présentées permet de déterminer les compositions minéralogiques de chacune d elle. Il est alors possible, en fonction des associations minérales trouvées, de placer chaque roche dans le diagramme PT. Les élèves constatent que les conditions PT sont différentes pour chaque roche avec du gabbro à l éclogite, une diminution des températures et une forte augmentation de la pression. Sachant que ces roches ont toute la même composition chimique, seul le phénomène de subduction peut expliquer l évolution des conditions PT subies par les roches de la croûte océanique. 124 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Partie 2 chapitre 3 Zone de subduction et production de croûte continentale Activités pratiques 1 Le volcanisme des zones de subduction (p. 190-191) Connaissances Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin d établir une relation entre la composition des magmas et l explosivité des éruptions. Comprendre qu un effet peut avoir plusieurs causes. 1. Les intentions pédagogiques La distinction volcanisme effusif volcanisme explosif est effectuée dès la classe de 4 e où les élèves ont alors établi la relation entre le volcanisme explosif et les zones de subduction. Il s agit maintenant de préciser quelques caractéristiques de ce volcanisme. Le document 1 présente l Indice d Explosivité Volcanique (VEI) permettant aux élèves d estimer la dangerosité des volcans associés aux zones de subduction. Les éruptions explosives se caractérisent par une quantité très importante de produits rejetés. Le document 2 présente les matériaux solides et les gaz rejetés. Les élèves peuvent comprendre, là aussi, l extrême dangerosité de certains produits rejetés. Ils constatent que le principal gaz rejeté est l eau, ce qui permettra par la suite d établir une relation avec le magmatisme de ces zones. Une des caractéristiques principales des «volcans gris» est l absence de coulées de lave du fait de la grande viscosité de celle-ci. Le document 3 rappelle la présence de nuées ardentes aux cours des éruptions explosives et la formation du dôme de lave visqueuse. La viscosité de la lave est expliquée dans le document 4 qui présente aussi une comparaison de viscosités entre différentes roches volcaniques et des produits connus des élèves. Ils constatent ainsi que les roches volcaniques associées aux zones de subduction, andésite et rhyolite, correspondent à des laves à viscosités très élevées. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les volcans des zones de subduction (tous les volcans présentés sauf le Kilauea) sont dangereux par l énorme quantité de produits rejetés ainsi que par l énergie considérable évacuée au cours d une éruption responsable de la formation de colonnes éruptives s élevant à haute altitude. Doc. 2 : Le gaz principal rejeté lors d une éruption est l eau. Chapitre 3. Zone de subduction et production de croûte continentale 125

Doc. 3 : L explosivité des éruptions est due à la présence d une grande quantité de gaz (en particulier de vapeur d eau) dans le magma. Ces gaz sous pression dans une lave visqueuse ne peuvent s échapper. Lorsque la pression est trop élevée l explosion se produit, pulvérisant une partie du volcan et formant un immense cratère. Ce dernier sera ensuite comblé par la lave visqueuse qui, ne pouvant pas s écouler, formera un dôme. Doc. 4 : Les laves basaltiques présentent la viscosité la plus faible des trois roches présentées avec une viscosité proche de 10 4 poises alors que l andésite possède une viscosité supérieure à 10 6 poises et la rhyolite une viscosité proche de 10 12 poises, similaire à celle de la glace. Synthèse : réponse au problème à résoudre Le volcanisme des zones de subduction est explosif, formant des «volcans gris» pouvant être très dangereux pour les populations environnantes. Certains présentent un VEI particulièrement élevé avec l émission d une quantité considérable de matériaux solides et de gaz parfois toxiques. Le rejet de nuées ardentes participe aussi à la dangerosité de ces volcans. Ces volcans des zones de subduction ont la particularité de rejeter des laves d une grande viscosité responsables en partie de l explosivité et de la formation d un dôme volcanique. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques sur la viscosité des magmas : http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_ plaques/01_terrain/03a_plus.htm Activités pratiques 2 Les roches magmatiques des zones de subduction (p. 192-193) Connaissances Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir d observations macro et microscopiques. Établir une relation entre la composition minéralogique des roches et leur composition chimique. Utiliser le microscope polarisant. 1. Les intentions pédagogiques Après avoir présenté l intense activité magmatique des volcans des zones de subduction, il s agit ici d étudier les roches issues du refroidissement de ces magmas. Ces roches sont de deux types, volcaniques et plutoniques. L ensemble du document 1 illustre les caractéristiques des deux roches volcaniques principales trouvées dans les zones de subduction : l andésite et la rhyolite. L observation au microscope polarisant de lames minces permet de constater la structure micro- 126 Partie 2. Les continents et leur dynamique

litique de ces roches, rappelant celle du basalte observée en classe de Première S. L identification des minéraux s effectue à l aide des fiches présentées pages 402 à 405. Le document 2 permet aux élèves de comparer la structure et la composition minéralogique d une roche plutonique, la diorite, et des roches volcaniques du document 1. Le document 3 présente les compositions minéralogiques des roches des zones de subduction ainsi que celle du basalte. Il s agit ici de permettre aux élèves de constater la richesse en minéraux hydroxylés des roches des zones de subduction. Une relation pourra être établie plus tard avec le rôle de l eau dans la fusion partielle du manteau lithosphérique à l origine des magmas. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 et 2 : Identification des minéraux à partir de l observation microscopique des lames minces et des fiches d identification des pages 402 à 405. Doc. 3 : Certains minéraux sont présents dans les roches des zones de subduction et absents dans le basalte : c est le cas de la biotite, de la muscovite et des amphiboles. Ces minéraux ont la particularité d être hydroxylés (radical OH), c est-à-dire, en considérant leurs compositions chimiques en oxydes, de posséder de l eau. Doc. 3 : L eau présente dans les roches des zones de subduction provient du magma issu de la fusion partielle de la péridotite. Sachant que le manteau ne contient pas d eau, elle ne peut venir que de la plaque océanique en subduction, hydratée par l eau de mer avant son plongement. Synthèse : réponse au problème à résoudre Les roches magmatiques des zones de subduction sont de deux types : volcaniques lorsqu elles refroidissent en surface et plutoniques lorsqu elles refroidissent lentement en profondeur. Les roches les plus caractéristiques sont l andésite et la rhyolite, roches volcaniques dont les équivalents plutoniques sont respectivement la diorite et le granite. Toutes ces roches présentent une richesse en minéraux hydroxylés, indiquant l inter vention de l eau dans le magmatisme de ces zones de subduction. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : «Comprendre et enseigner la planète Terre», Caron, Éd. Ophrys. Chapitre 3. Zone de subduction et production de croûte continentale 127

Activités pratiques 3 La genèse des magmas des zones de subduction (p. 194-195) Connaissances La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l eau qu elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les conditions de fusion partielle de la péridotite en zones de subduction. Organiser des informations à partir de modèles. Utiliser les TIC. 1. Les intentions pédagogiques Cette double page présente des données scientifiques ayant permis de construire un modèle de l origine du magmatisme des zones de subduction. 2. Les pistes d exploitation Le document 1 présente des données scientifiques, à la fois thermiques et sismiques, permettant aux élèves de déterminer les conditions de pression et de température de formation du magma au niveau des zones de subduction. Il s agit de constater avec le logiciel «Subduction» que ces conditions ne permettent pas la fusion partielle d une péridotite anhydre. Seule l hydratation du manteau permet la fusion partielle des péridotites (le géotherme recoupe le solidus des péridotites hydratées) au niveau des zones de subduction. Le document 2 illustre les réactions métamorphiques à l origine des différents métagabbros présentés page 172. Les élèves comprennent que les différents minéraux observés dans ces roches ont pour origine des réactions métamorphiques où l eau joue un rôle considérable. Le document 3 décrit le modèle global de la genèse des magmas en zone de subduction. Il s agit pour l élève d établir un lien entre l hydratation et la déshydratation de la croûte océanique, les réactions du métamorphisme dans cette croûte et la fusion partielle du manteau à l origine du magmatisme intense des zones de subduction. Le rôle de l eau océanique est souligné et permet de revenir sur l importante quantité de vapeur d eau dégagée au cours des éruptions (Activités pratiques 1) et sur la présence de minéraux hydroxylés dans les roches magmatiques de ces zones de subduction (Activités pratiques 2). Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les données sismiques à l aplomb de l arc volcanique montre que les plans de Benioff se recoupent entre 80 et 150 km de profondeur et que, quelle que soit le zone de subduction considérée, c est toujours à l aplomb de cette zone que se situe l arc volcanique. Le magma doit donc prendre naissance au niveau de ces profondeurs. Les données thermiques indiquent qu entre 80 et 150 km de profondeur, les températures du manteau varient entre 1 000 et 1 100 C. Les données expérimentales montrent que pour de telles températures et aux profondeurs considérées, la péridotite du manteau ne fond pas. Seule l hydratation des péridotites permet une fusion partielle aux conditions P et T définies pour les zones de subduction. 128 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Doc. 2 : La réaction 1 se produit entre les domaines VII et V, au niveau du trajet en pointillé. La réaction 2 se place entre les domaines V et IV. La réaction 3 se situe entre les domaines IV et II. Enfin, la réaction 4 a lieu entre le domaine II et les domaines III et VI. Doc. 2 et 3 : Au cours de son histoire, la croûte océanique subit une hydratation par l eau océanique. Cette eau participe aux réactions métamorphiques et entraîne la formation de minéraux hydroxylés (amphiboles par exemple) dans les métagabbros. Au cours de la subduction, les conditions de pression et de température entraînent de nouvelles réactions métamorphiques à l origine d une déshydratation de la croûte océanique. Cette eau hydrate les péridotites du manteau sus-jacent et permet leur fusion partielle formant un magma à l origine de l activité magmatique des zones de subduction. Synthèse : réponse au problème à résoudre Au cours de la subduction, les roches de la plaque océanique plongeante subissent des réactions métamorphiques entraînant leur déshydratation. Cette eau hydrate les péridotites du manteau entraînant leur fusion partielle. Le magma ainsi formé remonte et peut atteindre la surface (volcanisme explosif) ou rester dans la croûte continentale et refroidir lentement (plutonisme). 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : «Comprendre et enseigner la planète Terre», Caron, Éd. Ophrys. Activités pratiques 4 La mise en place de nouveaux matériaux continentaux (p. 196-197) Connaissances Un magma, d origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre l accrétion continentale. Organiser des informations à partir du modèle de cristallisation d un magma. 1. Les intentions pédagogiques En classe de Première S, les élèves ont étudié la mise en place de la lithosphère océanique au niveau des dorsales océaniques. Il s agit ici de présenter les conditions de formation d une nouvelle croûte continentale. Le document 1 a pour objectif de définir l accrétion continentale à partir d un exemple concret situé au niveau du Pérou. Cette région, correspondant à une zone de subduction actuelle, présente une quantité importante de roches plutoniques de composition granitique, c est-à-dire de nouveaux matériaux continentaux. Chapitre 3. Zone de subduction et production de croûte continentale 129

Le document 2 présente l accrétion continentale au cours des temps géologiques. L élève peut constater que si le volume des continents s est considérablement accru pendant le Protérozoïque, il est aujourd hui constant, formation et destruction de croûte continentale s équilibrant. Le document 3 permet de comprendre la production d une grande diversité de roches de composition granitique (granitoïdes) à partir d un même magma, au niveau des zones de subduction. Le phénomène de différenciation magmatique est illustré par un schéma. Les élèves visualisent ainsi l ordre d apparition des minéraux au cours du refroidissement d un magma de composition basaltique et comprennent l enrichissement progressif en silice du liquide résiduel. Ils constatent que le terme ultime de la différenciation est le granite mais que des roches de composition intermédiaire peuvent se former. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : L accrétion continentale est l augmentation du volume de la croûte continentale par apport de matière issue du magmatisme des zones de subduction. Doc. 2 : La production de croûte continentale au cours des temps géologiques n est pas constante. Très faible à l Archéen, le volume des continents croît considérablement au cours du Protérozoïque. Actuellement, on constate que le volume des continents est constant, c est-à-dire que la formation de croûte continentale au niveau des zones de subduction et destruction s équilibrent. Doc. 3 : Au cours de son refroidissement dans la chambre magmatique, le magma subit une différenciation par cristallisation fractionnée. Les premiers minéraux qui apparaissent sont pauvres en silice (olivine, pyroxènes) ce qui enrichit relativement le liquide résiduel en silice. Ainsi, au fur et à mesure du refroidissement et de la formation de nouveaux minéraux, le liquide magmatique devient de plus en plus riche en silice. Le terme ultime de cette cristallisation est donc la formation de roches de composition granitique. Synthèse : réponse au problème à résoudre La formation d une nouvelle croûte continentale s effectue au niveau des zones de subduction par cristallisation des magmas issus de la fusion partielle des péridotites du manteau lithosphérique hydraté. Ces magmas, piégés dans la croûte continentale, subissent une différenciation au cours de leur refroidissement très lent, ce qui aboutit à la formation d une grande diversité de roches plutoniques de composition granitique. À cette différenciation magmatique peut s ajouter une contamination en silice des magmas par les roches de la croûte continentale encaissante. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques sur la cristallisation fractionnée : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s2/r.ign.html Manuel universitaire : «Éléments de géologie» ; Pomerol, Éd. Dunod. 130 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Exercices p. 204 à 207 Pour la partie «Maîtriser ses connaissances» : la correction des exercices «Pour s entraîner» figure à la fin du manuel de l élève, pages 396 à 401 ; la correction de la partie «Objectif BAC» comporte seulement une correction des QCM ; en effet, les questions de synthèse sont des restitutions de connaissances où toute liberté est laissée à l élève pour construire une réponse organisée. 6 Le magmatisme des zones de subduction Les bonnes réponses sont : 1b ; 2d ; 3a. 7 Le rôle de l eau dans la fusion partielle du manteau La photographie de gauche du document 1 permet d observer au sein d un gabbro océanique, la présence d amphibole verte entre un pyroxène et un plagioclase. Il s agit d une réaction du métamorphisme (la réaction 1 du document 2) transformant un gabbro océanique en métagabbro de type schiste vert en présence d eau océanique. Il s agit donc ici d une illustration de l hydratation des roches de la croûte océanique au cours du vieillissement de cette dernière. La photographie de droite illustre la réaction 3 du document 2 avec la formation de glaucophane entre un pyroxène et un plagioclase altéré. Cette réaction entraîne la libération d eau. Il s agit donc ici de l illustration de la déshydratation de la croûte océanique au cours de la subduction. Le document 3 permet de constater que seule une péridotite hydratée peut entrer en fusion partielle pour des températures mantelliques régnant à l aplomb de l arc magmatique. En effet, le géotherme recoupe le solidus des péridotites hydratées entre 80 et 120 km de profondeur, ce qui correspond aux profondeurs auxquelles le magma prend naissance au sein du manteau lithosphérique. Cette hydratation des péridotites provient des réactions du métamorphisme dans la plaque plongeante qui entraînent une libération d eau (réaction 3 du document 2) dans le manteau situé au-dessus de la plaque océanique en subduction. Ainsi, après avoir été hydratée au cours de son vieillissement, la croûte océanique se déshydrate pendant la subduction. L ensemble de ces réactions du métamorphisme est à l origine du magmatisme des zones de subduction. 8 Formation de la croûte terrestre au cours des temps géologiques À l Archéen, le gradient géothermique est tel qu il recoupe le solidus du basalte hydraté avant que celui-ci ne se déshydrate. Ainsi, les basaltes hydratés de la croûte océanique en subduction entrent en fusion partielle et permettent la formation d un magma qui, en refroidissant, forme des matériaux continentaux. Après l Archéen, le gradient géothermique de la Terre a diminué. On constate alors que la déshydratation du basalte s effectue avant la fusion partielle du basalte hydraté. Ainsi, au cours la subduction, les basaltes de la croûte océanique se déshydratent entraînant la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Le magma formé est à l origine de nouveaux matériaux continentaux. La croûte continentale à donc eu une double origine au cours des temps géologiques : avant 2,5 milliards d années, la fusion partielle des basaltes de la croûte océanique plongeante, après 2,5 milliards d années, la fusion partielle des péridotites du manteau. Chapitre 3. Zone de subduction et production de croûte continentale 131

9 La cristallisation fractionnée Le diagramme de Bowen illustre l apparition des minéraux au cours du refroidissement lent d un magma. En considérant les différents niveaux horizontaux successifs, on observe par exemple la formation de pyroxènes et de plagioclase calcique, ce qui correspond à la composition minéralogique du basalte et du gabbro. Ces minéraux, pauvres en silice, se séparent du liquide magmatique, ce qui a pour conséquence d enrichir ce dernier en silice. Au fur et à mesure du refroidissement, le liquide devient de plus en plus riche en silice. L association amphiboles, biotite et plagioclase correspond à l andésite et à la diorite. Les minéraux cristallisant en dernier sont riches en silice et forment des roches telles que la rhyolite ou le granite. Ainsi, une grande diversité de roches magmatiques se forme au niveau des zones de subduction. 10 Une grande diversité de roches magmatiques dans les zones de subduction Le logiciel Magma permet de choisir dans un premier temps le contexte géodynamique souhaité. Il s agit ici de sélectionner la zone de subduction. Une composition initiale de magma est proposée mais il est possible de modifier cette composition en ajoutant de l eau ou de la silice par exemple. Le logiciel permet aussi de faire varier la vitesse de refroidissement. Les exemples donnés montrent les résultats de cristallisations virtuelles à partir de magmas de composition andésitique enrichis ou non et refroidis rapidement ou lentement. L exemple 1 correspondrait à une diorite, l exemple 2 à une andésite. L exemple 3 correspondrait à une roche proche du granite, l exemple 4 à une roche proche d une rhyolite. 132 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Partie 2 chapitre 4 La disparition des reliefs Activités pratiques 1 L aplanissement des chaînes de montagnes (p. 210-211) Connaissances Les chaînes de montagnes anciennes ont des reliefs moins élevés que les plus récentes. On y observe à l affleurement une plus forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin d établir une relation ente les vitesses d érosion et le temps nécessaire à l aplanissement d une chaîne de montagnes. 1. Les intentions pédagogiques Cette double page est une approche globale de l aplanissement des chaînes de montagnes au cours des temps géologiques. Le document 1 présente les principaux massifs montagneux français avec pour objectif d établir une relation entre leur âge et leur niveau d aplanissement. Les élèves comprennent ainsi que plus les massifs sont anciens, plus les sommets sont «rabotés», avec des altitudes de plus en plus faibles. Cette diminution d altitude au cours des temps géologiques peut être estimée par différentes méthodes dont la thermochronologie, décrite dans le document 2. Cette technique, couramment utilisée par les scientifiques, est un peu complexe dans le détail. Mais le principe de base peut être compris des élèves. L objectif principal est de leur montrer qu il est possible d estimer une vitesse d érosion pour un massif donné. Le document 3 illustre d une façon plus générale, le temps nécessaire à l aplanissement d une chaîne de montagne. En comparant les vitesses d érosion calculées pour les exemples cités dans le texte avec l évolution de l altitude d une chaîne déduite du graphique, les élèves s aperçoivent qu un phénomène ralentit l aplanissement. Nous verrons plus tard qu il s agit du réajustement isostatique qui entraîne la remontée de roches profondes. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les paysages présentés montrent des différences importantes entre les massifs formés à l ère Primaire et les massifs plus récents. Pour les premiers (Massif armoricain et Massif central), les sommets sont relativement aplanis, formant des collines. Alors que pour les seconds (Pyrénées et Alpes), on observe des sommets en forme de pics abrupts avec des altitudes élevées. Doc. 2 : La thermochronologie permet de reconstituer l histoire thermique de certains minéraux, c est-à-dire de déterminer les moments où ces minéraux (l apatite par exemple) ont franchi les isothermes 110 C et 60 C au cours de leur remontée vers la Chapitre 4. La disparition des reliefs 133

surface du fait de l érosion. La hauteur de roches entre les deux isothermes est assimilée à la hauteur de roches déblayée en surface pendant le même temps. Une vitesse d érosion peut donc être déduite. Doc. 3 : Dans les Alpes centrales, on trouve une vitesse d érosion de 63 cm pour 1 000 ans soit 630 mètres pour 1 Ma. Dans l Himalaya, les vitesses d érosion calculées sont d environ 1 000 mètres pour 1 Ma. À ces vitesses-là, une chaîne de montagnes serait aplanie en quelques millions d années. Or, on constate sur le graphique qu environ 90 millions d années sont nécessaires pour aplanir une chaîne de montagnes. Un phénomène ralentit l aplanissement et permet la remontée de roches profondes (une épaisseur de 20 à 25 km de roches pouvant être enlevée en quelques millions d années!). Synthèse : réponse au problème à résoudre Le temps nécessaire pour qu une chaîne de montagnes s aplanisse est d environ 90 Ma. Deux phénomènes semblent s opposer : l érosion qui enlève des matériaux en surface et une remontée de roches profondes qui ralentit l aplanissement. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/erosion.isostasie.html 134 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Activités pratiques 2 L altération des roches (p. 212-213) Connaissances Les parties superficielles des reliefs tendent à disparaître. Altération et érosion contribuent à l effacement des reliefs. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les mécanismes d altération physique et chimique des roches. 1. Les intentions pédagogiques Au collège, en classe de Cinquième, les élèves ont abordé le phénomène d érosion et compris que le modelé du paysage s explique en grande partie par l action de l eau sur les roches. Il s agit dans cette double page de préciser cette action en distinguant les processus physiques des processus chimiques. Les élèves comprennent ici que l altération correspond à une modification des propriétés physico-chimiques des roches et permet la formation de différents matériaux qui seront ensuite enlevés par l érosion, avec pour conséquence l effacement progressif des reliefs. Le document 1 illustre les processus d altération physique avec l action de quelques agents choisis parmi les principaux. Le document 2 détaille les processus d hydrolyse, principale réaction chimique de l altération. L objectif est de montrer aux élèves que sous l action de l eau c est la charpente même du minéral qui est modifiée, permettant la mise en solution d ions et la formation d argiles. Ces ions en solution sont ensuite lessivés ou non selon leur potentiel ionique. Le document 3 présente le diagramme de Goldschmidt illustrant le comportement d ions selon leur potentiel ionique. L objectif est d établir un lien entre la solubilité des ions et la formation de futures roches. Il est possible ici d aborder l existence d une famille de roches nouvelle pour les élèves, les roches résiduelles. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les agents responsables de la désagrégation mécanique des roches sont : les alternances gel-dégel, avec une augmentation du volume de l eau solide entraînant la fracturation des roches ; les variations brutales de températures, en particulier pour des roches composées de minéraux n ayant pas le même coefficient de dilatation ; l action des glaciers qui exercent une forte pression sur les roches au cours de leur déplacement ; le développement des racines au sein des roches entraînant l agrandissement des fissures et favorisant l altération chimique. Doc. 2 : Les ions H + de l eau vont permettre la mise en solution de cations situés dans la charpente silicatée de minéraux tels que les micas ou les feldspaths. Ainsi, la structure de ces derniers est modifiée et de nouveaux minéraux se forment (minéraux argileux). Doc. 3 : Les cations solubles, évacués vers les océans, vont constituer les roches calcaires dans le cas du Ca par exemple. Les cations précipitants vont être à l origine des roches formant parfois des gisements métallifères. Les oxyanions solubles permettent la formation de carbonates ou de phosphates par exemple. Chapitre 4. La disparition des reliefs 135

Doc. 1, 2 et 3 : L eau intervient dans les processus d altération physique en passant de l état liquide à l état solide au sein des fissures ainsi que par l action des glaciers. Le processus d hydrolyse reste la principale réaction chimique entraînant la destruction des minéraux sous l action de l eau. Les ions mis en solution sont ensuite lessivés ou non en fonction de leur potentiel ionique. Synthèse : réponse au problème à résoudre On distingue deux types d altération : l altération physique et l altération chimique. Des facteurs climatiques et biologiques sont responsables de la première. L hydrolyse est le processus chimique principal de la deuxième. 3. Ressources complémentaires Manuel universitaire : «Éléments de géologie» ; Pomerol, Éd. Dunod Activités pratiques 3 Le transport des produits issus de l altération (p. 214-215) Connaissances Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l eau, jusqu en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent (sédimentation). Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les modalités et l importance du transport des produits issus de l altération. Percevoir le lien entre sciences et techniques. 1. Les intentions pédagogiques Le transport des produits issus de l altération des roches a été évoqué en classe de Cinquième. Il s agit ici de préciser les modalités de ce transport et d en déterminer l impor tance en estimant les flux sédimentaires. Le document 1 présente les modalités du transport des produits de démantèlement des reliefs en distinguant le transport des éléments en solution et le transport des éléments en suspension. L ensemble de ces éléments transportés constitue la charge sédimentaire d un cours d eau. Le document 2 donne un exemple d estimation de cette charge pour un cours d eau provenant des Alpes, l Isère, et permet aux élèves de comprendre qu il est possible d en déduire la quantité totale de matériaux enlevée à la chaîne aux Alpes au niveau du bassin de l Isère. Le document 3 permet d avoir une vision globale de l action des plus grands fleuves sur l érosion des continents. Une vitesse d érosion globale est indiquée, mais les élèves constatent de grandes disparités entre les bassins fluviaux, disparités sur lesquelles il est possible de réfléchir. 136 Partie 2. Les continents et leur dynamique

2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 et 2 : Les produits de l altération des roches sont transportés dans les cours d eau en suspension ou en solution. Concernant les particules de grande taille, le transport s effectue en roulant ou en glissant au fond de l eau. Des blocs rocheux peuvent aussi être déplacés lors de crues. La mesure de la charge sédimentaire d un cours d eau provenant d un massif montagneux permet d estimer la quantité de matière enlevée à ce massif au niveau du bassin fluvial. La superficie du bassin étant connue, un bilan d érosion pour ce bassin peut être déterminé. Doc. 4 : Les vitesses d érosion les plus élevées concernent les bassins de chaînes actives avec pour l Himalaya, les bassins du Brahmapoutre, du Gange et de l Irrawaddy, pour la cordillère des Andes, le bassin du Magdalena et pour les Alpes, le bassin du Rhône. Doc. 1 à 4 : Altération et érosion mobilisent une grande quantité de matériaux rocheux qui sont ensuite transportés et déposés dans des bassins. Les mesures de flux sédimentaires permettent d estimer le volume de roches enlevé aux continents. Une vitesse d érosion globale peut donc être estimée : elle avoisinerait 100 à 150 mm par millier d années. Ainsi, au cours des temps géologiques, altération et érosion, contribuent à l effacement des reliefs. Synthèse : réponse au problème à résoudre Les produits issus de l altération sont transportés en suspension et en solution le plus souvent par les cours d eau. Ainsi, les reliefs diminuent au cours du temps. Les matériaux issus de l érosion se déposent ensuite dans des bassins sédimentaires. 3. Ressources complémentaires Manuel universitaire : «Éléments de géologie» ; Pomerol, Éd. Dunod Chapitre 4. La disparition des reliefs 137

Activités pratiques 4 Des réajustements isostatiques (p. 216-217) Connaissances Des réajustements isostatiques participent aussi à la disparition des reliefs. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir de modèles. Manipuler un modèle. 1. Les intentions pédagogiques Au cours des Activités pratiques 1, les élèves ont constaté qu un mécanisme permettait la remontée de roches profondes et ralentissait ainsi l aplanissement des chaînes de montagnes. Il s agit d expliciter ce phénomène nommé réajustement isostatique en établissant un lien avec les documents des pages 144 et 145 décrivant l isostasie. Le document 1 illustre la présence en surface de granites, roches magmatiques plutoniques, c est-à-dire formées en profondeur. Les techniques permettant de déterminer l âge et la profondeur de cristallisation de ces granites sont explicitées. En revanche, les scientifiques ne connaissent pas la profondeur de formation du magma. Quoiqu il en soit, les élèves comprennent que des roches formées en profondeur se trouvent actuellement en surface. Cette remontée de roches profondes s explique par des réajustements isostatiques modélisés dans le document 2 pour les Alpes. Ce modèle permet aux élèves de constater l importance du rebond isostatique, en particulier dans la zone interne, zone où les reliefs sont les plus élevés et où l érosion est importante. Les élèves peuvent ainsi établir une relation entre l isostasie et l érosion. Le document 3 précise la proportion du réajustement isostatique par rapport à l érosion et présente un modèle illustrant la remontée de roches profondes au cours de l aplanissement d une chaîne de montagnes. Les élèves peuvent établir un lien entre ce modèle et le graphique présenté dans le document 3 page 211. Le document 4 présente un modèle pouvant être élaboré en classe. Il permet d illustrer le fait que l érosion, en enlevant de la matière en surface, allège la masse rocheuse avec une remontée de roches profondes par réajustement isostatique. La notion de racine crustale peut être précisée et une relation peut être établie avec le modèle d Airy (présenté page 145) et les enregistrements de sismique réflexion sous les Alpes (page 176). 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Les techniques de géochronologie associées à la connaissance des températures de cristallisation des minéraux et du gradient géothermique possible de l époque, permettent de déterminer l âge et la profondeur de cristallisation d un magma. Cependant, le magma s est formé plus profondément avant de remonter et de lentement cristalliser. La profondeur de formation du magma n est donc pas connue par la technique d étude des granites. Doc. 2 : Ce modèle permet de constater que le rebond isostatique est maximal dans la zone interne des Alpes, c est-à-dire la zone où l érosion est la plus importante du fait de la hauteur des reliefs. En s éloignant de la zone interne, les reliefs sont moins élevés, l érosion est donc moins importante et le rebond isostatique diminue. 138 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Doc. 1 à 4 : L isostasie permet la remontée de roches profondes et la disparition de la racine crustale au cours des temps géologiques. Synthèse : réponse au problème à résoudre L érosion enlève du matériel continental en surface ce qui allège la masse rocheuse continentale. Afin de conserver l équilibre isostatique, une remontée de croûte continentale profonde se produit, on parle de rebond isostatique. Ainsi, avec l aplanissement progressif de la chaîne de montagnes, des roches plutoniques sont amenées en surface. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/erosion.isostasie.html Activités pratiques 5 L étirement des chaînes de montagnes (pages 218-219) Connaissances Des phénomènes tectoniques participent aussi à la disparition des reliefs. Capacités et attitudes Recenser, extraire et organiser des informations à partir de modèles. Organiser des informations afin d établir une relation entre des phénomènes tectoniques et l aplanissement des chaînes de montagnes. 1. Les intentions pédagogiques L observation d indices d extension au cœur des chaînes de montagnes a fait l obj et, il y a quelques années, de débats au sein de la communauté scientifique. Actuellement, les géologues pensent que cette distension indique un «effondrement» de la chaîne dans sa partie centrale sous l effet du poids des reliefs. Ce phénomène participe à l aplanissement de la chaîne de montagnes. Le document 1 présente les données de terrain et les données sismiques qui signent une extension. Les élèves ont déjà vu que la présence de failles normales actives signe une tectonique en extension. Les données sismiques sont présentées sous la forme d une carte géologique sur laquelle ont été placés les mécanismes au foyer de nombreuses failles. Il ne s agit pas d expliquer aux élèves le principe de la construction de ces mécanismes, mais simplement de leur montrer qu il est possible, grâce aux enregistrements sismiques, de déterminer les directions de déplacement des roches le long d une faille. Les élèves peuvent établir une relation entre les différents symboles et la localisation des failles : normales, inverses ou décrochantes (à noter, comme cela est indiqué dans le manuel, que des symboles légèrement différents de ceux représentés en légende, indiquent que les failles normales ou inverses peuvent, en même temps, être légèrement décrochantes). L objectif ici est de leur montrer que les données sismiques indiquent la présence de nombreuses failles normales dans la partie interne des Alpes. Chapitre 4. La disparition des reliefs 139

L objectif du document 2 est de montrer aux élèves la conformité entre les données géodésiques qui montrent une extension est-ouest des Alpes occidentales et les données sismotectoniques qui indiquent un étirement de la zone interne avec l activité de nombreuses failles normales. Le document 3 présente un modèle, au niveau des Alpes, illustrant le jeu des différentes forces qui interviennent au cours des temps géologiques dans l aplanissement total de la chaîne. 2. Les pistes d exploitation Informations déduites de l analyse des documents Doc. 1 : Quasiment toutes les failles actives dans la zone interne des Alpes sont des failles normales avec, pour certaines une composante décrochante. Doc. 2 : Les mesures géodésiques indiquent une extension est-ouest de la partie centrale des Alpes occidentales, avec l éloignement de Lyon et de Turin d environ 0,5 mm/an. Les données sismotectoniques montrent aussi une extension est-ouest de la zone interne des Alpes. Doc. 1, 2 et 3 : Une tectonique en extension au cœur des Alpes entraîne un étirement est-ouest de la chaîne. Cet «effondrement» de la chaîne sous l effet du poids des reliefs participe donc à l aplanissement de la chaîne. Synthèse : réponse au problème à résoudre L extension constatée dans les chaînes de montagnes vers la fin de la phase de compression a pour conséquence un «effondrement» de la chaîne. Ainsi, cette extension contribue avec l altération, l érosion et les réajustements isostatiques, à l aplanissement final d une chaîne de montagnes. 3. Ressources complémentaires Compléments scientifiques : «Les Alpes en mouvement» ; Pierre-Yves Frei, Fonds national Suisse Horizons. 140 Partie 2. Les continents et leur dynamique

Exercices p. 225 à 227 Pour la partie «Maîtriser ses connaissances» : la correction des exercices «Pour s entraîner» figure à la fin du manuel de l élève, pages 396 à 401 ; la correction de la partie «Objectif BAC» comporte seulement une correction des QCM ; en effet, les questions de synthèse sont des restitutions de connaissances où toute liberté est laissée à l élève pour construire une réponse organisée. 7 L aplanissement des chaînes de montagnes Les bonnes réponses sont : 1c ; 2b. 8 Une roche latéritique : la bauxite Le document 1 présente les caractéristiques de la bauxite. Il s agit d une roche très riche en alumine d où son exploitation comme minerai d aluminium. Elle se forme en milieu tropical à partir de l altération du granite. Le document 3 permet de situer l ion Al dans le diagramme de Goldschmidt. Cet ion est un cation précipitant, c est-à-dire qu il n est pas évacué par l eau lorsqu il est mis en solution au cours de l altération. Le document 2 permet de comprendre la formation de la bauxite. Le granite en surface subit une altération importante en milieu tropical. L altération physique entraîne la formation d arène granitique facilitant ainsi l altération chimique. Des argiles se forment suite aux réactions d hydrolyse. Les ions mis en solution sont évacués ou non selon leur potentiel ionique (Z/R). L aluminium précipite sous forme d hydroxydes et entraîne la formation de bauxite au sein d une cuirasse latéritique. 9 Le Massif armoricain Le Massif armoricain, comme le Massif central et les Vosges, s est formé au cours d une orogenèse à la fin de l ère Primaire ou Paléozoïque. Une chaîne de montagnes semblables à l Himalaya actuelle, se dressait à l ouest de l Europe. Des granites se sont formés en profondeur dans la croûte continentale au cours de l orogenèse. L érosion et les réajustements isostatiques ont entraîné l aplanissement de la chaîne de montagnes et la remontée de roches profondes, dont les granites, qui aujourd hui sont visibles en surface. 10 Les chaînes de montagnes en France Le site InfoTerre permet d accéder à une version détaillée ou simplifiée de la carte géologique au 1/1 000 000 e de la France. La topographie et la nature géologique des terrains dans une région peuvent être déterminées par les élèves et comparées d une région à l autre. Un tel travail, à propos du Massif central et des Alpes par exemple, permet de justifier les termes de chaînes de montagnes «ancienne» et de chaîne de montagnes «récente». Chapitre 4. La disparition des reliefs 141