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2- Travail - D1 Géologie
 D1

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

D1im00.gif

Magmatiques:

D1im01.gif

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

D1im03.gif

 

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

D1im04.gif

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 
Pla
gioclase + 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


* * * * * * * * * * * * * *

 

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

 D1B01.gif

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.

D1B02.gif 

 

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 :

D1B03.gif 

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

   - Changement de roches (socle cristallin – sédiments)

   - Plan de faille

D1B04.gif


   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

          AP2AP4 

 

    - 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

 

* * * * * * * * * * * * * *

 

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

GravitéPesanteur (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

D1Ca.gif 


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 D1Cb.gif
- 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
 D1Cc.gif
A- Des indices d’une compression des roches de la croûte
Des plis => une déformation souple (plastique) des roches.
  D1Cd.gif
Des failles inverses => déformation cassante des roches.
 D1Ce.gif
 
B- Des empilements rocheux sur de grandes surfaces.

 

- Le massif du Lautaret, un ensemble rocheux « qui a voyagé ».
D1Cf.gif 
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)

4-150 Des indices pétrographiques de l’épaississement crustal  
 
A- Des transformations affectant les roches sédimentaires de la croûte continentale
Remarque : les boues à l'origine du calcaire (particules de calcite) sont abondantes en zones inter-tropicales
             En dehors de ces zones la majorité des boues sédimentaires sont riches en Argiles et sable
Roche d’origine : compactiondiagenèse des sédiments => roches sédimentaires

     Transformation de roches sédimentaires à la plage de la mine : 
Argile => argilites
Argile et sable => arkoses ou grauwackes
[Sables => grès      Calcite => calcaires]
Indice : par compaction => circulation de liquide +/- riche en silice
         => filons de silice interstratifiés
        
Filons plissés => compression de la région
Roches métamorphiques :
Après les schistes (à chlorite et séricite) les micaschistes 
D1Cg.gif
Observations :
- présence d’une schistosité (débit en feuillets) => compression général
- les filons de quartz sont plissés => Plissement
- Présence de minéraux repères :
                - Absents dans les sédiments : biotite, staurotide, grenat, disthène.
                => Formation à partir des minéraux présents = Changement de mailles élémentaires =>
Métamorphisme
Degré de métamorphisme => Domaine de stabilité des minéraux repères
Staurotide – disthène
 => 25-30 Km de profondeur / 500 °C
D1Ch.gif
Transformation métamorphique ultime : Gneiss
Absence de schistosité / formation litée :
Quartz-Feldspath / biotite
 
B- Les conditions d’une fusion partielle de la croûte continentale
Les migmatites, des roches présentant des indices de fusion partielle D1Ci.gif
=> des lits clairs
=
début d’anatexie: certains minéraux commence à fondre (déstabilisation des mailles élémentaires)
 
5-152 L’âge de la lithosphère continentale
Le principe du géochronomètre rubidium/strontium. AP6
La méthode de la droite isochrone.
La droite relie des points obtenus avec des échantillons (ou de minéraux) du même âge
               Coefficient directeur de la droite = a           
              
t = ln(a+1)/lambda
 
Des roches très anciennes dans la croûte continentale 
La détermination de l’âge d’un granite : calcul de l’âge du granite de St Sylvestre (B3)
     Travail fait en classe
Les roches présentes sur Terre depuis la formation des premiers continents.
Les vieux cratons : de 2,5 à 4 GA
Roche
la plus vieille: Gneiss d'Acasta = 4,03 GA
Comparaison avec le plancher océanique < 200 MA
Bilan 157
Test160
QCMD1C
 
* * * * * * * * * * * * * *
 

D1-D : La disparition des reliefs
2-212  La dégradation des roches
A- L’érosion : dégradation mécanique
Facteurs climatiques et biologiques.
Variations de T°: dilatation-contraction (en surface)
Gel-Dégel => dilatation de la glace
Glaciers => rabotage de la roche => stries glaciaires
Racines des plantes

B- L’altération : dégradation chimique.
L’altération par le phénomène d’hydrolyse.
En général : transformation des minéraux par la présence de l’eau D1Da.gif
Feldspath Orthose  +  eau => illites + silice + ions K
En compléments:
Eaux chargées (acides…) par lessivage de l'atmosphère
Humidité riche en sécrétions biologiques (racines, bactéries, champignons…)
L’altération dépend de la solubilité des ions , fonction de leur potentiel ionique 
Cations solubles : K  Na  Ca  Fe++  Mg   - charge faible
Cations précipitants : Al  Ti  Mn  Fe+++  => métaux (bauxite…)  insolubles
Oxyanions solubles : Si  C  P  N  B…   - charge forte 

1-210  L’aplanissement des chaînes de montagnes
A-Les massifs Montagneux en France.
Des Paysages différents. Des âges différents
Bretagne – Massif central – Vosges => reliefs usés
Pyrénées – Alpes => reliefs élevés
B- La destruction des reliefs au cours du temps : thermochronologie
Désintégration de 238U dans un minéral
=> perturbation du réseau cristallin (mailles élémentaires) en fonction de la température
=> position des isothermes 110° et 60°dans le temps
Hauteur parcourue par ce minéral entre les 2 isothermes = Epaisseur érodée
=> Vitesse d’érosion
Quelques dizaines de millions d’années pour aplanir une chaîne de montagnes. Exemples:
Alpes suisses : 24 Km en 38 Ma
Hymalaya :
20-25 Km depuis 20 Ma 

3-214  Le transport des produits issus de l’altération
A- Le transport des éléments par les cours d’eau 
Transport : suspension, solution et roulement.
La charge sédimentaire d’un cours d’eau = masse / Tps
MES (matière en suspension)
MDT (matière dissoute totale)
Exemple l’isère à Grenoble : bilan sur une année (grandes variations saisonnières)
MES = 2 Mt/an    MDT = 1,73 Mt/an
Bilan = Erosion (charge sédimentaire) = 3,73 Mt/an
En rapport avec le bassin versant : =
350 t/km2 /an
B- Le dépôt des sédiments dans des bassins sédimentaires.
Flux sédimentaire = masse de sédiment / tps
Exemple :  le delta du Gange. (+Brahmapoutre)
Superficie = 105 000 km2
Flux sédimentaire =
1 / 2  Gt/an
Estimations : vitesses d’érosion des continents
Flux sédimentaires des grands bassins (carte)
Densité moyenne ~2,7
Moyenne de 1 à 1,5 cm / siècle
Variations selon la jeunesse des reliefs, couvert végétal, …

4-216  Des réajustements isostatiques
A- Des roches plutoniques en surface grâce à l’isostasie
Des granites formés en profondeur affleurent, aujourd’hui, en surface.
Géochronologie : Rb/Sr => date de cristallisation
T° de cristallisation + gradient géothermique => Profondeur de cristallisation
Bilan => épaisseur érodée
Relation entre l’érosion et la remontée isostatique dans les Alpes.
Analyse de :
Importance (épaisseur) de l’érosion (roches intrusives en surface)
Flux sédimentaires
L’évolution de la topographie
=> Estimation du volume sédimentaire dans les bassins périalpins
=> Estimation du rebond isostatique
B- Des modèles illustrant la remontée de roches profondes par isostasie-AP7
Un modèle de remontée de roches plutoniques liée à l’isostasie.
D1Db.gif
 
5-218   L’étirement des chaînes de montagnes
Les indices d’une extension au coeur des Alpes  D1pl4
Des observations de terrain => failles normales dans une nappe de charriage
Des données sismotectoniques : l’analyse des sismogrammes :
Emplacement des foyers
Le jeu des failles : normale – inverse – cisaillante
Bilan : majorité = normales => étirement
Des mesures géodésiques => réseau REGAL = 14 stations GPS depuis 1997
Extension : Lyon – Turin => éloignement de 0,5 mm / an (faible amplitude)
Bilan : L’étirement et l’érosion entrainent l’aplanissement des chaînes de montagnes
Convergence lithosphérique => Collision = Relief jeune
Racine crustale (Moho)
Racine lithosphérique
Blocage de la convergence ; conséquences du relief :
Erosion en surface = rééquilibrage isostatique
Racine lithosphérique au-delà de l’isotherme 1300°C
=> changement d’état du manteau lithosphérique = fluide
Flux de la péridotite fluide (moins dense) sur les côtés =>
frottement
Résultat: étirement dans la zone centrale + compression dans la zone périphérique
Bilan 223
Test 225
QCM
D1D
 
Bilan général de géologie : cycle de la matière  228


Date de création : 05/09/2013 ¤ 17:41
Dernière modification : 17/03/2015 ¤ 12:14
Catégorie : 2- Travail
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