SVT révision géologie

« Chapitre 1 Les traces du passé mouvementé de la Terre Matérialisée par les séismes et le volcanisme, ces événements sont associés aux mouvements des plaques tectoniques (tectonique des plaques), soit divergents soit convergents.

L’étude des paysages et des roches permet de reconstituer l’histoire d’une chaîne de montagnes. Problématique : Comment reconstituer le cycle de mouvements tectoniques à l’origine de la formation d’une chaîne de montagnes ? Nous utiliserons l’exemple des Alpes. I. Les traces d’une ancienne marge passive. 1.

La reconstitution de paléoenvironnement L’observation des paysages sur le terrain a permis de reconstituer des paléoenvironnements et de les dater.

L’observation de roches carbonées ( charbon), de fossiles de végétaux( prêles géantes…) permet d’établir qu’il y a 250/350 Ma se trouvaient dans les Alpes des végétaux vivants dans un climat chaud et humide. La présence de roches granitiques, de gneiss, de migmatites témoignent de la présence d’une chaîne de montagne, la chaîne Hercynienne formée lors de la suture de plusieurs continents, formant la pangée il y a 250Ma.

Cette chaîne fut érodée par l’eau, le vent, la gélifraction permettant de faire apparaître à la surface les roches magmatiques plutonique( granites) et métamorphiques( gneiss, migmatites), témoins de la collision. 2.

Les blocs basculés et début d’un rifting La sismique réflexion permet d’identifier les structures présentes au niveau des jonctions entre les océans et les continents.

Les bordures des océans sont appelées par les marges passives, zones sismiquement peu actives comportant de nombreuses failles normales courbes (failles listriques) formant des blocs basculés.

Dans les Alpes, de nombreux blocs basculés anciens sont identifiables.

Ce sont notamment tous les massifs cristallins externes (Taillefer, Belledone, Grande Rousse …).

Ces massifs sont composés majoritairement de granites (ancienne CC qui a été mobilisée, de la chaîne hercynienne). Actuellement, on retrouve aussi des blocs basculés dans les fossés d’effondrement continentaux appelés rifts.

Ces fossés d’effondrement sont situés au niveau de zones où le manteau asthénosphérique remonte.

Cette remontée de manteau implique une distension de la croûte continentale qui se fracture et forme des blocs qui s’effondrent.

Puis ce rift continental permet la formation de lithosphère océanique et contribue à la naissance d’un océan. Sur Terre, on peut identifier différents types de rifts.

Certains, comme au niveau de la zone des Afars (Afrique, Somalie) présentent une très forte remontée du manteau.

Lorsque le manteau est assez proche de la surface, il peut commencer à fondre.

Ceci induit la formation de magma de type basaltique qui permet de former des basaltes (en surface) et des gabbros (en profondeur) : c’est l’accrétion océanique.

Ainsi, le rift continental commence à former des roches océaniques en son centre : il se forme une dorsale et un océan (rift océanique) = Rappel de Première spé II. Les traces d’un ancien océan 1.

L'ophiolite du Chenaillet: un exemple de lithosphère océanique obduite Dans les Alpes, on identifie de nombreux affleurements de roches océaniques : ce sont les ophiolites. Elles sont constituées de 3 types de roches : - Des péridotites sombres appelées serpentinites : ce sont des péridotites métamorphisées dont les olivines et le pyroxène ont été transformés en serpentine (minéral noir présentant une texture en « peau de serpent »). - Des gabbros (souvent métagabbros) - Des basaltes massifs ou en pillow-lava (en coussin) L’observation de cette structure ophiolitique est donc la preuve de l’existence d’un plancher océanique ancien qui s’est retrouvé sur la plaque continentale par un mécanisme d’obduction (chevauchement d’un lambeau de LO sur la LC). On peut dater l’océan alpin (océan liguro-piémontais) par la méthode Sm/Nd (adaptée aux gabbros) mais aussi grâce aux fossiles marins.

Il aurait commencé sa formation vers 150 Ma env.

et aurait disparu par subduction il y a 50 Ma.

Ceci est cohérent avec l’orogenèse alpine datée à 35 Ma environ. La présence des ophiolites sur la plaque continentale par obduction est possible par le pincement de la lithosphère océanique et le chevauchement des terrains sur la plaque continentale.

Dans les Alpes, le chevauchement a été facilité par des couches sédimentaires de type gypse et cargneule du Trias (couche “savon”). Les ophiolites sont associées à des sédiments océaniques qui confirment la présence d’un ancien océan.

Dans le massif du Chenaillet, il s’agit par exemple : - Des radiolarites, roches sédimentaires siliceuses contenant des radiolaires, organismes caractéristiques des fonds océanique profonds (4000 mètres). - Des calcaires à Calpionelles (fossiles marins) 2.

La subduction : témoin de la fermeture de l’océan Alpin Rappel Première spé: La subduction correspond à la plongée d’une lithosphère océanique froide sous une autre plaque lithosphérique (océanique ou continentale).

La plongée de la lithosphère est permise par son augmentation de densité liée principalement à son âge (refroidissement mais aussi métamorphisme des gabbros).

La subduction correspond à l’enfoncement d’une plaque lithosphérique en profondeur : la pression augmente fortement. Néanmoins, la plaque lithosphérique est froide et la conduction réchauffe peu la plaque : la température reste faible.

Le métamorphisme des zones.... »