La Terre dans l'Univers, la vie, l'évolution du vivant Partie 1-B : Le domaine continental et sa dynamique

Chap. 1 : Caractéristiques du domaine continental

Distribution bimodale des altitudes, en pourcentage de la surface terrestre solide occupé par des terrains d'altitudes données. Les altitudes sont regroupées par tranches de 1 kilomètre. Pour se limiter à des valeurs significatives, les tranches extrêmes intègrent les valeurs maximales peu représentées.

Terres émergées / terres immergées Courbe hypsométrique simplifiée de la surface de la Terre Limite océan/continent Limite CC / CO

Carte géologique du monde

Pb : en quoi les caractéristiques  Les parties émergées sont pratiquement toutes de nature continentale.  Les différences d’altitude moyenne entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales. Pb : en quoi les caractéristiques de la croûte continentale expliquent-elles sa situation / croûte océanique ?

I - Lithosphère continentale, reliefs et épaisseur crustale A. Rappels : épaisseur de la CC 1S  calcul de la profondeur du Moho grâce à la sismologie (voir aussi Bordas doc 1 p146)

Carte de la profondeur du Moho en France métropolitaine (image numérique) http://www.svt.ac-versailles.fr/spip.php?article704?article164 -70 km -50 km

Coupe synthétique simplifiée de l'Himalaya (d'après Himalaya-Tibet, le choc des continents - collectif - Eds CNRS) http://rigaudvelt.free.fr/BAC_ecrit/2004/04_noumea.htm

Sous les continents : Moho  -30 km Sous les montagnes : Moho  -70 km Sous les océans : Moho  -10 km Sous les continents : Moho  -30 km Sous les montagnes : Moho  -70 km On cherche à comprendre pourquoi la croûte continentale est plus épaisse sous les montagnes.

B. Comportement de la CC au niveau des reliefs 1. Un peu d’histoire des sciences Le phénomène d’isostasie fut mis en évidence, pour la première fois, il y a plus de 250 ans, par l’astronome français Pierre Bouguer. Lors de l’expédition au Pérou de 1736-1743. Bouguer releva, à cette occasion, une différence (dite anomalie) significative entre pesanteur mesurée et celle calculée pour un même lieu des Andes

Il y a anomalie gravimétrique ! Mêmes observations dans l’Himalaya 100 ans après (George Everest) : l’attraction gravitationnelle des montagnes est toujours inférieure à celle calculée tenant compte de l’excès de masse de celles-ci. Il y a anomalie gravimétrique !

Comme si la montagne était creuse !!! Montagne creuse… puis quoi encore ! Lisez plutôt les hypothèses proposées pour expliquer ce phénomène…

On doit aux Britanniques George Biddell Airy (1801-1892) et John Henry Pratt (1809-1871) les premières tentatives d’explication du phénomène observé (cf. Bordas p 145). Modèle de Pratt : la compensation est assurée par une variation latérale de la densité dans la lithosphère. Modèle d’Airy : la compensation du relief topographique est assurée par la présence d’une racine légère causée par l’épaississement de la croute.

Le modèle d’Airy correspond à ce qui est détecté par les études sismiques, c’est à dire la présence de croûte continentale profonde sous les chaînes de montagnes, nommée « racine crustale ».

2. La compensation isostatique Le manteau asthénosphérique (MA, solide ductile) se comporte comme un fluide visqueux et se déforme sous le poids de la lithosphère  celle-ci est soumise à une poussée équivalente à la poussée d’Archimède. Quand poussée et force de gravitation sont égales, la lithosphère est en équilibre isostatique. L’état d’équilibre est réalisé à une profondeur variable : la profondeur de compensation = surface de compensation. Surface de compensation : profondeur au niveau de laquelle la pression est identique quel que soit le relief au-dessus. La masse de toutes les colonnes de roches (de même section) de hauteur atteignant la prof de compensation est égale en tout point du globe. La lithosphère océanique (LO), plus dense que la lithosphère continentale (LC), s’enfonce plus profondément dans le MA, ce qui explique qu’elle soit située sous le niveau des mers.

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La lithosphère est en équilibre isostatique sur l’asthénosphère. Les différences d’altitude moyenne entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales : les variations d'altitude sont compensées par des variations verticales de l'épaisseur de la croûte. A un relief positif correspond donc une racine de croûte continentale importante permettant de supporter la charge pondérale en surplus.

C. La densité de la Croute continentale Croute continentale : majorité de roches métamorphiques (type gneiss) et de roches plutoniques (granitoïdes) d’âge variable qui constituent le socle des continents. Ce socle est souvent masqué par une pellicule de roches sédimentaires (1 à 3 km d’épaisseur)

Ces mesures de densités permettent de valider le modèle d’Airy : 2,5 < d granite < 2,7 2,6 < d gneiss < 2,8 3,2 < d péridotite < 3,4 Ces mesures de densités permettent de valider le modèle d’Airy : c’est bien la différence de densité entre la croute et le manteau qui permet à une profondeur donnée l’équilibre des pressions

La densité de la CC est liée à la composition minéralogique, donc chimique, des roches la constituant Ca AlSi3O8

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Si ; Al ; O ; Na ; K ; Ca ; Fe ; Mg silicatée riche en Si, Na et K La croûte continentale (CC) a une composition granitique : silicatée riche en Si, Na et K pauvre en Fe, Mg et Ca

La croute continentale est constituée à 95 % de granite et de gneiss La croute continentale est constituée à 95 % de granite et de gneiss. Ces roches représentatives de la croute continentale, les granitoïdes, sont composées de quartz, de micas et de feldspath. Leur densité est de 2,7 en moyenne. Les différences de densité entre la croute continentale et le manteau permettent à la lithosphère d’être en équilibre (isostasie) sur l’asthénosphère. Ainsi, la croute continentale est d’une épaisseur plus grande que la croute océanique. Sous les montagnes, qui sont des reliefs positifs, on trouve en profondeur une importante racine crustale.

II - L’âge de la croute continentale Il fallut attendre la découverte de la radioactivité par Marie et Pierre Curie, au début du 20e siècle, pour avoir un outil permettant d’obtenir des âges absolus, et de déterminer l’âge de notre planète. Cet outil : la datation radiométrique = méthode de datation absolue.

A. Rappels Noyau = protons + neutrons  toute la masse de l’atome Z = nb d’électrons = nb de protons = n° atomique A = nb de masse = nb de nucléons (p + n) Isotopes :  formes d’un même élément, de même Z mais de masse atomique différente. Exemple : le C a 3 isotopes : 12C, 13C et 14C ; seul le 14C est un isotope radioactif.

B. Le principe de la datation radiométrique La datation absolue des roches magmatiques et métamorphiques repose sur la présence d’éléments radioactifs incorporés dans les minéraux lors de la formation de la roche. A partir de là, les éléments évoluent sans interaction avec l’extérieur (système fermé). Date obtenue = date de la fermeture du système.

Réaction de désintégration : un élément père Po se transforme progressivement en un élément fils F.  La valeur du rapport F sur P est donc fonction du temps de désintégration

Principe général : mesurer la quantité d’élément père restant (P) et de l’élément fils (F) présent dans le minéral ou la roche. Quel que soit le couple utilisé, la désintégration suit une courbe exponentielle de la forme : P = Po.exp(-t) Or, Po est inconnu, mais Po = P + F ; donc : P = (P + F).exp(-t)  exp(t) = 1 + F/P d’où : t = 1 / . ln (1 + F/P)

Réalisation et qualité de la datation dépendent :  = constante de désintégration : traduit la vitesse à laquelle se fait la désintégration. Dire que celle du 87Rb est de 1,42.10 -11 /an signifie que pour 1g de 87Rb 1,42.10 -11 grammes se désintègrent par an. Demi-vie = période = temps nécessaire pour que la moitié de l'élément parent soit désintégrée. Réalisation et qualité de la datation dépendent : de la qualité et la pertinence de l’échantillon utilisé (période de l’isotope choisi) La datation n’est valide que si : (1/100).T < t < 10.T

C. La méthode Rubidium-Strontium 87Rb*  87Sr stable Période presque 50 Ga  datation des roches les plus anciennes. Problème : présence de 87Sr à t=0 (87Sro)  dans l’équation : t = 1 / . ln (1 + 87Srd/87Rb) 87Srd = 87Sr issu de la désintégration du Rb 87Srd = 87Sr mesuré - 87Sro Donc on a 2 inconnues : 87Sro et t

Résolution On utilise 86Sr, stable au cours du temps. Pour chaque minéral deux rapports évoluent parallèlement : 87Sr/86Sr  par suite de l’enrichissement en 87Sr 87Rb/86Sr  du fait de la désintégration du 87Rb

[87Sr/86Sr] = t.[87Rb/86Sr] + [87Sro/86Sr] On mesure 87Rb/86Sr et 87Sr/86Sr dans plusieurs minéraux de la même roche à dater  graphe 87Sr/86Sr = f(87Rb/86Sr)  droite isochrone, d’équation : [87Sr/86Sr] = t.[87Rb/86Sr] + [87Sro/86Sr] 87Sro/86Sr, rapport initial des deux isotopes du Strontium, nous est donné par l’ordonnée à l’origine (à t=0, il n’y avait pas de 87Sr issu de la désintégration du 87Rb). La pente de la droite a permet de calculer t : a = t  t = a / 

Exemple : a = 0.004 et  = 1,42.10 -11 /an  t = 281,7 Ma

La datation des roches par radiochronologie a permis de voir que l’âge de la croûte océanique n’excède pas 200 Ma alors que la croûte continentale date, a certains endroits, de plus de 4 Ga.

Pelvoux, Massif des Ecrins III - Un raccourcissement de la croute continentale à l’origine des reliefs Pelvoux, Massif des Ecrins

A. Des indices tectoniques Ama Dablam, massif de l'Himalaya Les chaines de montagnes sont caractérisées par des reliefs élevés…

Reliefs compensés en prof par une racine crustale Profil ECORS des Alpes et schéma d'interprétation (Bordas, SVT TS 2003)

Plis et failles inverses entraînent un raccourcissement horizontal des terrains et un épaississement de la CC. Le chapeau de Gendarme - Jura

Faille inverse, Roche Blanche, Jura

Des curiosités… Le champignon de La Cernaise, Jura…

Et sa faille…

Interprétation

Plis = déformations continues et souples réalisées à haute température c.à.d. en profondeur. Failles = déformations discontinues et cassantes réalisées à basse température, c.à.d. vers la surface. Elles sont responsables du déplacement relatif de deux compartiments. Les failles inverses témoignent d’un raccourcissement de la croûte…

Faille inverse Faille de chevauchement Pli simple (déversés) Faille de décrochement Pli faille Raccourcissement Faille de chevauchement Rejet horizontal Axe des plis Pli simple (déversés) Charnière Anticlinal Synclinal Faille inverse

Faille inverse de faible pendage  l’un des compartiments peut recouvrir l’autre  chevauchement  des couches plus anciennes se superposent à des couches plus jeunes  contact anormal. Charriage = chevauchement de grande ampleur : plusieurs dizaines de km. Le compartiment chevauchant est la nappe de charriage.

Panorama du Lautaret – Hautes Alpes http://christian. nicollet. free

Plis, failles inverses et charriages se forment sous l’action de forces convergentes entrainant une compression.

B. Des indices pétrographiques Roches métamorphiques proviennent de la transformation de R préexistantes sous l’effet de changement des conditions du milieu(P et/ou T° avec/sans eau)  formation de nouveaux minéraux à partir des anciens, qui ne sont plus stables dans les nouvelles conditions. Ces transformations se réalisent à l’état solide, sans fusion.

RAPPEL : Granite Quartz feldspaths mica noir (biotite) Laboratoire SVT NDG

Dans les chaines de montagnes, les roches métamorphiques présentent des indices de compression : Litage : minéraux disposés en lits // Foliation : déformation (aplatissement) qui se manifeste par une orientation préférentielle de certains minéraux. Rq : lits eux-mêmes parfois plissés du fait de la compression Gneiss œillé Laboratoire SVT NDG

1  lit quartzo-feldspathique 2  lit micacé Echantillon de gneiss 1  lit quartzo-feldspathique 2  lit micacé

Blocs de roches métamorphiques près du barrage de la Verne (Var)

Certains minéraux peuvent être utilisés comme marqueurs pour déterminer les conditions de formation d’une roche. Ex. la coésite, une forme de quartz, ne se forme qu’à THP et HT, conditions réunies seulement à grandes profondeurs.  sa présence dans certaines roches métamorphiques témoigne de leur enfouissement important.

C’est quoi une migmatite ? Dans certaines chaines de montagnes, des roches comme les migmatites témoignent d’une fusion partielle (anatexie) avec formation d’un magma qui recristallise. Ceci se produit sous des conditions de P, T° correspondant à + de 15 km de prof. (+ de 600°C). C’est quoi une migmatite ?

(du grec μιγμα migma, mélange) Le mot “migmatite” fut créé en 1907 par Jakob Johannes Sederholm et signifie littéralement “roche mélangée” (du grec μιγμα migma, mélange) Migmatite = roche hétérogène, à la fois magmatique et métamorphique

Elle contient alternativement des niveaux clairs (leucosome) contenant des minéraux pâles (quartz, feldspaths, mica blanc) et des niveaux sombres (mélanosome) composés de minéraux foncés (biotite et amphiboles). http://christian.nicollet.free.fr

La nature hétérogène de cette roche peut se rencontrer à toutes les échelles d’observation : lame mince échantillon affleurement

Migmatites micro-plissées en Afrique du Sud Ces migmatites montrent clairement leucosomes et mélanosomes. La foliation est ici complètement plissée (plis centimétriques à métriques). http://planet-terre.ens-lyon.fr

Comment se forment ces roches ? Leur genèse est liée à une fusion partielle (= anatexie) de roches type gneiss ou micaschistes. Pourquoi ça fond ? Et ça donne quoi ?

L’épaississement de la croûte continentale est tel que les zones profondes sont à des T° élevées ; de plus la T° augmente aussi du fait de la désintégration de la grande qté de radioéléments. Cette augmentation de T° va induire la fusion partielle de la roche-mère

L’ordre de fusion des minéraux étant l’inverse de leur ordre de cristallisation*, les parties fondues constituent un magma de composition granitique qui migre peu et en refroidissant  zones claires riches en quartz + feldspaths. Les parties restant solides constituent le restat (mélanosome) appauvri en quartz et feldspaths et enrichi (par différence) en minéraux ferromagnésiens sombres (biotites et/ou amphiboles)… *Voir suite réactionnelle de Bowen, ci-après…

Les migmatites sont donc des roches métamorphiques issues d'anatexie crustale partielle. On les appelle aussi anatexites.

Le début de la fusion dépend de nombreux facteurs : Remarques Le début de la fusion dépend de nombreux facteurs : T° bien sûr Composition chimique des roches en présence Pression totale Présence + quantité de vapeur d'eau (baisse du point de fusion) La destinée du liquide formé peut être diverse : il reste avec les résidus solides  formation de migmatites il peut, dans certains cas, se séparer du résidu non fondu et migrer vers le haut, s'injecter en « diapirs » dans les roches encaissantes : formation de granites d’anatexie.

1 partie se solidifie dans la roche d’origine  migmatites. En résumé Epaississement crustal  perturbations thermiques   T°  fusion partielle  liquide magmatique 1 partie se solidifie dans la roche d’origine  migmatites. 1 autre partie migre vers la surface  granites plus superficiels (granites d’anatexie).

Sous l’effet de contraintes convergentes, la CC est déformée et cassée en écailles qui s’empilent ; son raccourcissement et son épaississement sont à l’origine des reliefs et des racines crustales. Dans celle-ci les roches portées en profondeur à HP et HT subissent des transformations minéralogiques. Ces contraintes résultent de l’affrontement de 2 Lithosphères continentales c.à.d. d’une collision entre 2 plaques convergentes.

On peut donc se demander dans quel contexte se forment les chaînes de montagnes ?

Ce sera le sujet du prochain chapitre…

Sources http://svt.ac-montpellier.fr/spip/spip.php http://www.svt.ac-versailles.fr http://rigaudvelt.free.fr/BAC_ecrit/2004/04_noumea.htm http://www.globalchange.umich.edu/globalchange1/current/lectures/topography/isost asy.swf http://planet-terre.ens-lyon.fr http://christian.nicollet.free.fr http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/planete_terre.html http://www.svt.ac-versailles.fr/ http://gloubiweb.free.fr/cliparts.htm C. Pomerol et al., Eléments de Géologie, Dunod, 12e éd., 2000 P. Peycru et al., Géologie BCPST 1ère et 2ème année, Dunod, 2008 A. Foucault et JF Raoult, Dictionnaire de Géologie, Dunod, 2005 L. Emmanuel et al., Géologie Maxi-Fiches, Dunod, 2011 M. Mattauer, Ce que disent les pierres, Belin, 1998

Caractéristiques du domaine continental Réalisation Sylvie Magdelaine Avec (ordre alphabétique) Ama Dablam Briançonnais Gneiss Granite Himalaya Massif du Jura Massif du Mt Blanc Migmatite Parc des Ecrins Pelvoux

Photos de l’auteur sauf diapos 37, 47, 52, 58 et 60 A bientôt !