Subduction, collision et orogenèse — programme de Spécialité SVT Terminale (Géologie et enjeux climatiques)
Exercices corrigés, classés du plus simple au plus complexe. Cherche d'abord seul au brouillon, puis déplie la correction détaillée pour vérifier ta méthode et tes raisonnements.
Pour chaque couple de notions, explique en deux ou trois phrases ce qui les oppose et illustre par un exemple concret.
Méthode. Pour différencier deux notions, on précise pour chacune le contexte géodynamique, le ou les marqueurs caractéristiques, puis on cite un exemple réel.
1. Marge active vs marge passive. Une marge active est une limite de plaque où se produit une convergence : elle est sismique, volcanique, marquée par une fosse et un arc (ex. : marge ouest de l'Amérique du Sud, face à la subduction de la plaque Nazca). Une marge passive est une zone de transition continent-océan située au sein d'une même plaque, sans activité tectonique majeure, héritée d'un ancien rifting (ex. : marge atlantique de l'Europe ou de l'Afrique). L'une est un site de raccourcissement, l'autre un site stable de sédimentation.
2. Arc insulaire vs arc continental. Les deux résultent du magmatisme de subduction, mais diffèrent par la nature de la plaque chevauchante. L'arc insulaire se forme quand une lithosphère océanique plonge sous une autre lithosphère océanique : il apparaît sous forme d'un chapelet d'îles volcaniques (ex. : Japon, Antilles). L'arc continental se forme quand une lithosphère océanique plonge sous une lithosphère continentale : le volcanisme s'installe sur le continent (ex. : cordillère des Andes, chaîne des Cascades).
3. HP-BT vs BP-HT. Le métamorphisme HP-BT (haute pression, basse température) résulte de l'enfouissement rapide et froid d'une roche dans une zone de subduction : la pression grimpe vite, la température reste basse (gradient ~8 °C/km), donnant blueschistes puis éclogites. Le métamorphisme BP-HT (basse pression, haute température) accompagne l'épaississement crustal d'une collision : la température s'élève par enfouissement et flux de chaleur, sans pression extrême, pouvant aller jusqu'à la fusion partielle de la croûte (anatexie, migmatites).
À partir du schéma d'une zone de subduction, identifie chaque structure puis explique brièvement son origine.
Méthode. On parcourt la coupe de l'océan vers le continent, en reliant chaque structure au mécanisme physique qui la crée (flexion de la plaque, déshydratation du slab, rigidité thermique).
1. La structure est la fosse océanique. C'est le lieu où la plaque océanique, froide et dense, s'infléchit vers le bas pour plonger : cette flexure crée une dépression bathymétrique qui peut dépasser 8 000 m (fosse Pérou-Chili, fosse des Mariannes >11 000 m), ce qui en fait les points les plus profonds des océans.
2. Lorsque le slab atteint ~100 km de profondeur, les minéraux hydratés qu'il contient se déshydratent. L'eau libérée migre dans le coin de manteau sus-jacent et abaisse son point de fusion : il se produit une fusion partielle des péridotites, dont le magma remonte à l'aplomb de cette zone. La projection en surface de ce point se situe à ~100-150 km en retrait de la fosse, d'où la position de l'arc côté plaque chevauchante.
3. Les séismes se détectent jusqu'à environ 700 km de profondeur (plan de Wadati-Benioff). Au-delà, le slab a été suffisamment réchauffé par le manteau pour devenir ductile : il ne se rompt plus de façon cassante, donc les séismes cessent.
4. Les éclogites se forment dans la partie profonde du slab plongeant, au-delà de ~45 km (P > 15 kbar), là où la croûte océanique basaltique subit le pic de pression. Elles sont ensuite éventuellement exhumées lors de la collision.
On utilise la relation approchée P = ρ·g·z entre pression lithostatique P, masse volumique moyenne des roches sus-jacentes ρ, accélération de la pesanteur g et profondeur z ; réponds aux questions de calcul.
Méthode. On isole z dans la relation P = ρ·g·z, soit z = P / (ρ·g), en convertissant d'abord la pression de kbar en pascals.
1. P = 15 kbar = 15 × 10⁸ Pa = 1,5 × 10⁹ Pa. z = P / (ρ·g) = (1,5 × 10⁹) / (3 000 × 10) = (1,5 × 10⁹) / (3 × 10⁴) = 5 × 10⁴ m = 50 km. Une pression de 15 kbar correspond donc à environ 50 km de profondeur, ce qui marque la frontière d'apparition des éclogites.
2. P = 24 kbar = 2,4 × 10⁹ Pa. z = (2,4 × 10⁹) / (3 × 10⁴) = 8 × 10⁴ m = 80 km. L'éclogite a donc été enfouie à environ 80 km de profondeur.
3. 80 km est nettement supérieur à l'épaisseur d'une croûte continentale normale (~30 km) : la roche a plongé bien en dessous de la croûte, dans le manteau. Un tel enfouissement n'est possible que par subduction, qui entraîne une portion de lithosphère vers de grandes profondeurs. Le fait de retrouver cette éclogite en surface aujourd'hui prouve qu'à la subduction a succédé une exhumation tectonique.
Reconstitue la suite causale qui mène d'un océan à une chaîne de montagnes de collision, en justifiant chaque maillon.
Méthode. On déroule une chaîne cause → effet, chaque maillon étant justifié par une propriété physique (densité, isostasie) ou un processus tectonique.
1. Densification de la lithosphère océanique. Formée chaude à la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit en s'éloignant. En refroidissant, elle se contracte, s'épaissit et sa masse volumique moyenne augmente. Au bout de quelques dizaines de millions d'années, elle devient plus dense que l'asthénosphère (~3,3 g/cm³) : elle est gravitairement instable.
2. Consommation de l'océan par subduction. Cette instabilité déclenche le plongement de la plaque (slab pull) : la lithosphère océanique s'enfonce dans le manteau au niveau d'une fosse. Tant que la dorsale produit moins de plancher que la fosse n'en consomme, la surface océanique se réduit ; l'océan se ferme peu à peu.
3. Blocage de la subduction. Quand toute la lithosphère océanique a été subduite, ce sont les deux marges continentales qui arrivent au contact. Or la croûte continentale est trop légère (~2,8 g/cm³) pour s'enfoncer durablement dans le manteau : sa flottabilité s'oppose au plongement. La subduction se bloque, mais la convergence des plaques se poursuit.
4. Du blocage à la chaîne. La convergence persistante ne pouvant plus être absorbée par plongement, elle est accommodée par un raccourcissement horizontal : plis, failles inverses et nappes de charriage empilent les terrains. La croûte s'épaissit (jusqu'à 50-80 km). Par isostasie, cette croûte épaisse développe une racine profonde et se soulève en surface, formant les reliefs de la chaîne de collision (orogenèse).
On donne le trajet pression-température reconstitué pour une roche métamorphique des Alpes internes ; analyse-le pour reconstituer son histoire.
Méthode. On suit le trajet point par point en comparant les rythmes de variation de P et de T, puis on traduit chaque segment en processus géodynamique (enfouissement froid, pic, exhumation).
1. Enfouissement. De l'état initial (2 kbar, 150 °C) jusqu'au pic de pression (22 kbar, ~520-560 °C), la pression est multipliée par ~11 alors que la température n'augmente que de 150 à ~550 °C. La pression croît donc beaucoup plus vite que la température : c'est un enfouissement profond et relativement froid.
2. Gradient. Ce rapport correspond à un gradient géothermique anormalement faible (de l'ordre de 8 °C/km, contre ~30 °C/km en contexte normal). Un tel gradient HP-BT ne s'obtient qu'en zone de subduction, où une lithosphère froide est entraînée rapidement en profondeur, plus vite qu'elle ne se réchauffe par conduction.
3. Remontée. Après le pic (22 kbar), la pression chute fortement (22 → 12 → 4 kbar) tandis que la température ne diminue que modérément (560 → 420 °C). Cette décompression quasi isotherme traduit une remontée rapide de la roche vers la surface : c'est l'exhumation tectonique, généralement provoquée par la collision qui suit la subduction.
4. Conclusion. Le seul fait de pouvoir étudier cette roche en surface, alors qu'elle a enregistré 22 kbar (~70-80 km de profondeur), démontre qu'il y a eu dans cette région d'abord une subduction profonde, puis une exhumation. La région a donc connu la fermeture d'un océan par subduction, étape préalable à la collision alpine.
Un géologue cartographie une vallée d'une chaîne de montagnes ; à partir de ses observations, propose une interprétation géodynamique ordonnée.
Méthode. On interprète d'abord chaque observation isolément (assemblage de roches → environnement de formation), puis on les ordonne selon la logique du cycle de Wilson (océan → subduction → collision).
1. L'empilement péridotites → gabbros → basaltes en coussins → radiolarites est une ophiolite, c'est-à-dire un fragment de lithosphère océanique préservé dans la chaîne. Les pillow lavas attestent une mise en place sous l'eau et les radiolarites sont des sédiments pélagiques profonds. Sa présence prouve qu'un océan a existé puis disparu dans cette région.
2. Les blueschistes et éclogites sont des roches HP-BT : elles enregistrent un épisode de subduction, durant lequel une portion de lithosphère a été enfouie à grande profondeur dans des conditions de haute pression et basse température.
3. Des terrains anciens (200 Ma) reposant sur des terrains plus récents (100 Ma) signalent un empilement tectonique anormal : il s'agit d'une nappe de charriage (chevauchement de grande ampleur). Lors de la collision, des terrains ont été déplacés et empilés sur des dizaines de kilomètres, plaçant des roches plus vieilles au-dessus de plus jeunes.
4. Synthèse chronologique. (a) Ouverture d'un océan (l'ophiolite en est le vestige) ; (b) fermeture de cet océan par subduction (témoignée par les blueschistes et éclogites) ; (c) collision continentale produisant les nappes de charriage et l'orogenèse. Les trois observations décrivent donc un cycle de Wilson complet, de l'ouverture océanique à la formation de la chaîne de montagnes.
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