Les continents et leur dynamique
* * * 

 

D1-A ~ Zones de subduction et production de croûte continentale

* Acquis (138)

             1- Les temps géologiques D1PL1 

2- Structure de la terre 

QCM : quelques notions de 1°S

 Exo 1: schéma de la structure  

     D1PL2

 Descriptive: Noyau – Manteau - Ecorce

 Dynamique: Lithosphère - Asthénosphère 

     a- Tectonique globale:

Lithosphère rigide sur Asthénosphère fluide

plaques – limites actives – mouvements

Divergence => Rift

Convergence => Subduction

Coulissage => Failles transformantes

Principales plaques => planche

Depuis 200 MA : éclatement de la Pangée (continent unique)...

 b- Zone d'écartement des plaques: rift et dorsale

2 arguments:

- Sédimentaire : les roches au contact du plancher basaltique ~ Jurassique

- CMT fossilisé dans le basalte: les inversions du CMT

Formation du plancher – fracture : rift - écartement latéral progressif.

3- Une roche

a- Définitions

Roche: Association, +/- compacte, de minéraux:

Granite avec: quartz, feldspath, biotite,...

Calcaire avec calcite, argiles,...

Minéral: association de mailles élémentaires identiques: quartz, calcite...

Maille élémentaire: association minimale d'atomes déterminant un minéral, ayant une forme géométrique spécifique.

     Quartz = SiO₂, Calcite = CaCO₃, [« molécule minérale »] 

Quand le minéral est limité par des faces géométriques = cristal

b- Dans un paysage: différentes familles de roches

Sédimentaires: Calcaires, Marnes,...

Origine: sédiments issus de l'érosion

Compaction: Tassement avec départ d'eau

Diagénèse: cristallisation (« soudure ») entre les minéraux => roche

Magmatiques:

Origine: cristallisation +/- rapided'un magma par refroidissement

Cristallisation lente en profondeur => roches intrusives - plutoniques: Granites

Cristallisation Rapide en surface => roches effusives - volcaniques: Basaltes

Métamorphique: variation P T° - réorganisation solide des mailles élémentaires

Les mailles élémentaires sont stables pour certaines valeurs de P et T°

Avec la profondeur, les valeurs P-T augmentent naturellement = gradient géothermique
Dans les zones non affectées tectoniquement => géotherme normal

La hausse de P-T peut perturber les mailles élémentaires, à l’état solide

=> réorganisation géométrique des atomes

=> changement de maille élémentaire

=> changement de minéral = minéral métamorphique

Le carbone graphite => carbone diamant

Roches métamorphiques à partir d’une roche sédimentaire : Argile

Schistes -> Micaschistes -> Gneiss

Si les conditions P-T deviennent extrêmes, alors il y a fusion de la roche

=> roche magmatique = Granite (dit d’anatexie)
 

1-190  Le volcanisme des zones de subduction

      AP1
A- Un volcanisme explosif. 

- L’indice d’explosivité des éruptions volcaniques. VEI

=> Echelle d’intensité

Ejectats = Téphras (hors lave)

- Les produits rejetés lors d’une éruption explosive.

Décompression/Dégazage

Particules minérales +/- grosses : Cendres (< 2mm) – Lapillis (2-60 mm) – Blocs (>60 mm)

Gaz : H₂O – CO₂ - SO₂  CO₂ - N₂ - H₂ …

 

B- Des laves à viscosité élevée.

- Des éruptions explosives liées à la viscosité des magmas.

Viscosité élévée => fracturation importante

=> nuage lourd de gaz et particules = nuée ardente

- Facteur de viscosité : la teneur en silice. 

 

2-192  Les roches magmatiques des zones de subduction  
      Roches magmatiques et minéraux

Principaux éléments :

                 Si   O    Al  Fe  Mg  K   Na  Ca

 <- 80 ->  <----------20--------------->    % (nombre)

Croûte:      Si + Al   = Sial (+O)

Manteau : Si + Mg  = Sima  (+O)

Les associations : nombreux oxydes dont : SiO₂    Al₂O₃   …H₂O

1- Des roches effusives( volcaniques)

Andésite et rhyolite

Stucture : microlithique

Particularités : Pyroxène  <=>  Quartz - Feldspath

2- Des roches intrusives (plutoniques)

Diorite

Structure : grenue

Particularités : même composition que l’andésite 

     3- Analyse comparative : Diorite - Granite - basalte

Plagioclase - pyroxène <=> Basalte (croûte océanique)

      Mica – Amphibole      <=> Granite (croûte continentale)  => minéraux hydroxylés

Diorite et andésite sont issus d'un magma "mixte"
Question : quelle est l’origine de ces minéraux hydroxylés dans le magma ? 

 

3-194  La genèse des magmas des zones de subduction

AP2

      B- Les roches de la croûte océanique

AP2- Trajet du Gabbro (croûte océanique)

Hydratation au cours du parcours comme plancher océanique

Plagioclase + Pyroxène + eau => Hornblende (amphibole verte)

Plagioclase + hornblende + eau => Chlorite + actinote

Déshydratation au cours de la subduction 
Plagioclase + Chlorite + Actinote => Glaucophane + eau

Plagioclase + glaucophane => grenat + jadéite + eau

De l’eau est libérée en permanence : que devient-elle ?

A- Les conditions d’une fusion partielle du manteau en zone de subduction.

Conséquences de la déshydratation : la péridotite de la plaque chevauchante s’humidifie

Les valeurs P/T de fusion de la péridotite changent : elles diminuent

Ceci entraine localement la fusion partielle de cette péridotite hydratée

=> magma gabbroïque (basaltique)

Conséquences de la fusion partielle de la péridotite

Le magma partielle « humide » progresse vers la surface

Au contact de la base de la croûte continentale

=> début de fusion partielle des granitoïdes

4-196  La mise en place des roches des zones de subduction

 

B- Une production de roches de composition granitique. 2 apports :

- Différenciation magmatique dans la croûte continentale par cristallisation fractionnée

Ascension – refroidissement - cristallisation progressive des minéraux

   - Premiers minéraux à cristalliser: olivine pyroxènes

   - Derniers : micas, feldspaths et quartz

- Contamination des magmas par 2 apports des roches encaissantes

- Roches sédimentaires - métamorphiques, issues du prisme d'accrétion des sédiments océaniques
- Les roches granitoïdes.

A- Généralisation

- Une production de croûte continentale dans toutes les zones de subduction (la façade Ouest des amériques; Alaska – Terre de feu)

- Dans les temps géologiques :

Les plus vieux continents = cratons début à l’Archéen

Formation non continue

- Grande activité au protérozoïque: croissance des continents

- Stabilisation phanérozoïque => Lithoshère continentale produite = lithosphère continentale détruite

 Bilan p 201
test p 204
QCMD1A

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D1-B : La formation des chaînes de montagnes

1-166 Un modèle de formation d’une chaîne de montagnes

 A- De l’ouverture océanique à la collision continentale.

Chronologie :

- Divergence: Ouverture – expansion océanique

- Convergence: Fermeture océanique - subduction

- Collision continentale - épaississement de la lithosphère = relief

 

B- Les Alpes : une chaine de montagnes conforme au modèle  D1pl3

3 grands domaines

Domaine Dauphinois: 2 grands ensembles

- Sédimentaire plissé: Vercors, Grande Chartreuse

- Massifs cristallins externes: Mt Blanc, Belledone, Pelvoux, Mercantour

Domaine Briançonnais: 2 grandes séries et des particularités

- Des formations avec socle houiller et des massifs métamorphiques: Gd St Bernard, Maurienne, Vanoise.

- Des "paquets" de plancher océanique: les ophiolites;  Massif du Chenaillet…

Domaine Piémontais : 2 grands ensembles

- Massifs métamorphiques: Queyras, …

- Massifs cristallins internes: Dent blanche Dora Meira, Grand Paradis,

Issus d’un métamorphisme paroxysmique donnant des granites d’anatexie.

 

 

2-168 Les traces d’un ancien océanique 

A- La. structure verticale de la lithosphère océanique. 
              Sédiments sus-jacents

- Basaltes en oreillers (pillows lavas)

- Basaltes filoniens dans du gabbro

- Gabbros

                                - Péridotite
                    Asthénosphère

B- Une écaille de plancher océanique au massif du Chenaillet.

Un affleurement particulier près du massif du Chenaillet : des Radiolarites:

- Roche de dépôt de tests siliceux de radiolaires : protozoaires planctoniques

- Dépôt en grande profondeur au-delà de 4000 m => Fonds océaniques

Dans le massif du Chenaillet : roches du plancher océanique

Croûte océanique :

- Basaltes en oreiller (300/400 m) => coulées sous-marines, Rift

- Basaltes filonniens

- Gabbro et métagabbros(150 à 200 m) => Croûte océanique

Manteau lithosphérique

- Péridotites serpentinisées (plus ou moins altérées/métamorphisées)

3-170 Les traces d’une marge continentale passive 

A- Les structures géologiques d’une marge passive actuelle.

     Morphologie structurale d’une bordure océanique :

 

     Confirmation par sismique réflexion : 2 sortes de surfaces (interfaces) de réflexion :

   - Changement de roches (socle cristallin – sédiments)

   - Plan de faille

   B- Une succession de blocs basculés dans les Alpes entre Grenoble et Briançon D1pl3
                   Les dépôts racontent l’histoire :
                             Le trias est solidaire du socle
                                    Conséquence de l’étirement = amincissement de la lithosphère
                           => Formation d’un bassin sédimentaire
                                    => Les failles d’étirement ont commencé après le trias

Les dépots jurassiques sont au début en biseaux
=> Le jeu des failles a continué pendant le jurassique => basculement continu des blocs
Dépots considérables par endroit => Vercors…

     Les dépots crétacés sont discordants

=> Postérieurs aux mouvements

La collision fait remonter les « pointes » cristallines => dégagées par l’érosion.

=> Massifs cristallins externes

4-172  Les témoins d’une ancienne subduction

          AP2 – AP4 

 

    - Dans le Queyras et à côté :

  Des métagabbros : schistes bleus et des éclogites

  => des écailles de plancher océanique ayant participé à une subduction

   - Les 2 causes de la subduction (5-174)

          + La croûte  océanique devient plus lourde en s’enfonçant dans la subduction.               

Eclogites plus dense que Basalte/Gabbro

          + Le manteau lithosphérique océanique se refroidit et s’épaissit au cours du temps.

Flux géothermique = perte de chaleur permanente de la Terre

=> Descente progressive des isothermes dont celui de 1300 °C
    1300°C = limite de changement d'état de la péridotite: solide <=> ductile

=> épaississement du manteau lithosphérique de péridotite

    Vue la densité de la péridotite:  solide (3,30) / fluide (3,25)
=> Le manteau lithosphérique devient de plus en plus lourd en s'éloignant de la dorsale

          + Bilan: la lithosphère océanique s'alourdit avec le temps jusqu'à devenir plus lourde que l'asthénosphère
                    Ce qui l'empêche de s'enfoncer = 2 flotteurs :

- Lithosphère continentale, plus épaisse et plus légère

- La jeune croûte océanique jeune (plus légère) : gabbro (2,97) schistes verts (2,75)

 

          + Déclenchement de la subduction: Des accidents tectoniques provoquant des ruptures

6-176  Les traces de la collision continentale

- Des roches continentales issues de UHP : coésites et diamants (173)

Au cœur d’une collision de continents

- Des lithosphères continentales qui se chevauchent A-176

- Sismique réflexion : Chevauchement d’écailles continentales

Déformations caractéristiques : plastiques ou cassantes D1pl3

- Plissements

- Failles inverses – plis failles

- Des nappes de charriage E => O

Contacts anormaux entre du Trias au-dessus de tertiaire

=> Glissement/déplacement de zones de dépôts par dessus la région voisine (semelle de gypse)

  

          - Des modifications profondes de la lithosphère continentale. B-177

Les racines des écailles continentales s’inscrivent dans le prolongement de la subduction

=> tendance à l’épaississement crustal

Vérification par tomographie sismique (structure - T°) sous l’Himalaya :

=>Subduction de lithosphère continentale !

 

Bilan : le modèle est bien confirmé !

- Ouverture océanique

- Fermeture océanique

- Collision continentale

Bilan : 181

Test : 184
QCMD1B

 

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D1-C : La croûte continentale

1-144 La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère

A- La répartition des masses à la périphérie du globe terrestre

Observations :

Structure générale : Croûte-Manteau    /   Lithosphère-Asthénosphère

Si Structure homogène => sphère parfaite => pellicule d’eau 3 Km

Réalité:

=> Bosses (montagnes) – Creux (océans)
=> La Terre est une sphère déformée par son mouvement

- Ecartée à l'équateur
- Ecrasée aux pôles

Gravité – Pesanteur (champ d’accélération / attraction)

Mesurable => valeur moyenne = 9,81 m/s²  [N/Kg]

Variations de l’intensité de pesanteur terrestre = gravimétrie

Bouguer en Montagne (1738)
g (réelle) < g (Théorique)   => déficit = anomalie négative
Cartes d’anomalies gravimétriques : carte de France

Déficit (bleu) = anomalies négatives => Alpes
Surplus (rouge) = anomalies positives => Vieux massifs
 

B- 2 modèles pour comprendre

1- Airy : même bois – différentes colonnes selon la taille (oranges sur le schéma)

Shéma => enfoncement en fonction de la taille = fuseau

2- Pratt : différents bois même taille (bleu – mauve – violet sur le schéma)

Schéma => enfoncement en fonction de la densité = plan incliné

Jeune océan = 3000 / 4000 m
Vieil océan = 5000 / 6000 m

Remarque : au départ de la dorsale, l’enfoncement est du à l’épaississement du manteau lithosphérique (subsidence thermique)

Conformité des modèles

Airy => croûte continentale relativement homogène => correct
Pratt => croûte océanique : évolution de la densité => correct
Par rapport à un repère commun = limite manteau inférieur

 

Déficit gravimétrique en montagne : 2 raisons

- L’enfoncement du manteau lithosphérique => dépassement de l’isotherme 1300°C

=> diminution de la base de la lithosphère : moins de péridotite solide (plus dense).

- Erosion du massif => diminution de la surface de l’écorce => allègement
 

2-146 Epaisseur et densité de la croûte continentale

A- Mesure de l’épaisseur de la croûte continentale

AP5 => dans les Pyrénées
- Principe : schéma
- La profondeur variable du Moho dans le sud-est de la France. (livre)

Sismogramme => dt = 62 mm / 10 s X 49 mm = 7,9 s
Calcul =>  à partir de H comment calculer D ?
Gardanne : H = 28,9 Km   D = 3,9 Km
Digne : H = 40,7 Km   D = 54,3 Km
 

B- La densité de la croûte continentale.

Le granite : principale roche de la croûte continentale.

Magmatique plutonique/intrusive
Principaux minéraux : quartz – Feldspath
Principaux éléments chimiques : Si O Al (Sial <=> Sima)

Estimation de la masse volumique du granite et à d’autres roches.

M = 118 g
V = 217 – 172 = 45 cm³
MV = 118 / 45 = 2,62 g/cm³ 

Comparaison

d Granite/Diorite < d Gabrro/Basalte < Péridotite

3-148 Des indices tectoniques de l’épaississement crustal

- Déjà vu : Empilement d’écailles continentales dans la zone de collision continentale

Par sismique réflexion

 

A- Des indices d’une compression des roches de la croûte

Des plis => une déformation souple (plastique) des roches.

 

Des failles inverses => déformation cassante des roches.

 

 
B- Des empilements rocheux sur de grandes surfaces.

 

- Le massif du Lautaret, un ensemble rocheux « qui a voyagé ».

 

Analyse des terrains :

H : Carbonifère-Permien ; T : Trias ; J : Jurassique ; C : Crétacé ; E : Eocène
2 Séries au-dessus de l’éocène de la base (bas gauche) :

Nappe 1 = T – J – C – E
Nappe 2 = H – T – C

Chronologie anormale

=> Des roches anciennes reposent sur des roches récentes
= 2 zones de contact anormal  => 2 discordances

Scénario : Les séries, formées ailleurs, ont glissé par dessus les roches autochtones

= nappes de charriage
Age: postérieur aux dernières roches concernées => Tertiaire  (après l'Eocène)

A- Des transformations affectant les roches sédimentaires de la croûte continentale