Révisions Terminale S Tronc commun – T2 BAC 2015

5 parties Ch1 Les caractéristiques de la lithosphère continentale Ch2 La production de nouveaux matériaux continentaux Ch3 Histoire des chaînes de montagnes – 1 – la formation des montagnes Ch4 Histoire des chaînes de montagnes – 2 – la disparition des montagnes Ch5 Géothermie et propriétés thermiques de la Terre Réviser avec le livre (bilans) + cours téléchargé (+ annales). Toutes les parties sont à faire. Se minuter (montre, réveil, pas vini). Avoir à manger (chocolat !) et à boire (thermos frais). Utiliser un brouillon : poser les idées, faire un plan. Toujours répondre (ne jamais laisser vide). Aucune impasse.

T2 La Terre et les enjeux planétaires contemporains Ch1 Les caractéristiques de la lithosphère continentale

La caractérisation du domaine continental : lithosphère continentale, reliefs et épaisseur crustale La superficie totale du globe terrestre est estimée à 510 millions de km2, dont environ 30 % sont occupés par les terres émergées, les continents (et les îles). L'altitude moyenne de ces terres est de 840 m au-dessus du niveau de la mer, culminant à 8 847 m (mont Everest). Les caractéristiques de la croûte continentale permettent d'expliquer son épaisseur, son comportement et ses reliefs.

La composition de la croûte continentale La lithosphère continentale est majoritairement formée de roches magmatiques (dont le granite et les roches voisines du granite), mais aussi de roches sédimentaires.

Le granite Observé à l'œil nu et au microscope polarisant, un échantillon de granite montre trois types de minéraux : du quartz, des feldspaths (orthose, plagioclases) et des micas.

L'épaisseur de la croûte continentale Seules des études sismiques indirectes permettent d'estimer la profondeur de la discontinuité de Mohorovicic (Moho), qui correspond à la limite entre la croûte et le manteau. Épaisseur de 35 km en moyenne, mais + épais sous les montagnes (=racine crustale).

L’épaississement des montagnes Preuves de cet épaississement crustal : plis, failles, empilements de nappes de charriage = témoignages d'une activité tectonique. Les roches subissent des modifications liées à l'augmentation de pression, exercée par les roches qui les surmontent, et l'augmentation de température auxquelles elles sont soumises (métamorphisme), pouvant même entraîner une fusion partielle de ces roches. Le calcaire donnera du marbre, les argiles des schistes, etc.

Densité et isostasie Géoïde = surface de même gravité correspondant au niveau moyen des océans (surface d'altitude zéro). Ellipsoïde de référence = une surface imaginaire mathématique. Anomalies du géoïde (par rapport à l'ellipsoïde de référence) en m. une anomalie positive (une bosse du géoïde par rapport à l'ellipsoïde de référence) caractérise un excès de masse, une anomalie négative (creux du géoïde) un déficit de masse.

Équilibre isostatique Surface de compensation en profondeur = surface régulière et imaginaire au dessus de laquelle la masse des roches est la même, mais pas leur épaisseur. En effet, la densité moyenne de la croûte continentale est de 2,7, tandis que celle du manteau est de 3,3

Au niveau des montagnes, la racine crustale constituée de matériaux peu denses s'étend ainsi sur une épaisseur proportionnelle à l'altitude du massif Au cours du temps l'érosion élimine progressivement une partie du massif, ce qui provoque une remontée isostatique de la racine crustale. Des roches initialement en profondeur peuvent alors parvenir en surface.

Détermination de l'âge des roches par radiochronologie Alors que la croûte océanique n'excède pas 200 Ma, la croûte continentale peut en certains endroits du globe dépasser 4 Ga. Pour les roches magmatiques, il est nécessaire de recourir à la datation absolue. Cette méthode de datation est basée sur la décroissance radioactive de certains isotopes radioactifs. Leur désintégration en fonction du temps constitue un chronomètre naturel. Le rubidium (Rb) et le strontium (Sr) sont présents en très faible quantité (traces) dans les roches magmatiques. Ils présentent différents isotopes. Lors de la formation d'une roche magmatique, les feldspaths (orthose, plagioclase) et micas incorporent des quantités variables de Rb et Sr. Après refroidissement du magma, la roche formée ne va plus échanger avec le milieu environnant, on parle de « fermeture du système ». Les isotopes évoluent alors spontanément selon les lois physiques de désintégration radioactive : la quantité d'éléments pères diminue, la quantité d'éléments fils augmente.

L'âge d'une roche utilisant le géochronomètre 87Rb/87Sr Le 87Rb se désintègre en 87Sr, avec une période 48,8. 109 ans (λ = 1,42 . 10 −11 an −1), 87Rb  87Sr + e − le 86Sr est un isotope stable. On a alors F = (λ t) P + F0 , avec F la quantité de l'isotope fils présente actuellement (87Sr), λ la constante connue de cet isotope, et t le temps passé depuis la fermeture du système, P la quantité de l'isotope père présente actuellement (87Rb), F0 la quantité de l'isotope fils présente initialement (87Sr0). Or les quantités de 87Sr0 dans chaque minéral du granite sont inconnues, mais la quantité de 86Sr est restée stable. On utilise alors les rapports 87Sr/86Sr, 87Rb/86Sr et 87Sr0/86Sr.

Détermination graphique En mesurant les quantités actuelles des éléments père et fils dans un échantillon pour au moins deux minéraux différents, on peut tracer une droite (= droite isochrone) et déterminer le temps écoulé depuis la fermeture du système. Équation de la droite, de type y = a x + b 87Sr/86Sr = (λ t) 87Rb/86Sr + 87Sr0/86Sr Son coefficient directeur est (λ t) Le coefficient directeur de la droite permet de calculer t, le temps écoulé depuis la formation de la roche. =y a= b x= Note : la mesure est relativement précise. On ne peut pas dire que 2 roches ont un âge différent si leur différence d’âge trouvée par calcul est de moins de 30 Ma.

T2 La Terre et les enjeux planétaires contemporains Ch2 La production de nouveaux matériaux continentaux

Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux Les océans peuvent être bordés par des marges actives (activité sismique et volcanique), correspondant à des zones au niveau desquelles la lithosphère océanique plonge dans l'asthénosphère. C'est le cas de l'océan Pacifique par exemple. Les zones de subduction sont le siège d'une importante activité magmatique qui aboutit à la production de croûte continentale, par des mécanismes liés aux transformations minéralogiques de la plaque plongeante.

Un volcanisme explosif « Ceinture de feu du Pacifique » Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses. L'accumulation d'une forte pression dans la chambre magmatique peut déclencher une éruption explosive. Les nuées ardentes qui peuvent en résulter sont très destructrices et le panache de cendres peut atteindre plusieurs dizaines de kilomètres.

Des zones d'accrétion continentale Les roches issues du magmatisme des zones de subduction peuvent présenter des compositions chimiques proches mais sont de deux types : Des andésites, roches associées au volcanisme explosif, qui contiennent des phénocristaux dont de nombreux feldspaths plagioclases. Ce sont des roches volcaniques, qui ont une structure de pâte avec des cristaux peu voire pas visibles. Elles proviennent du refroidissement rapide du magma à la surface. En lame mince, on peut observer de petits cristaux emprisonnés dans un verre : on parle de structure microlitique. Des granodiorites, roches plutoniques formées de quartz, feldspaths plagioclases, micas et amphiboles, faisant partie des granitoïdes. Le magma a refroidi lentement (pendant plusieurs dizaines de ka), en profondeur, les minéraux ont eu le temps de cristalliser : la structure est dite « grenue » (grains visibles à l'œil nu). En lame mince observée au microscope, on voit une structure entièrement cristallisée (pas de verre, les cristaux sont jointifs). Une grande partie des magmas cristallise en profondeur sous la forme de granitoïdes, que l'érosion finit par mettre à jour. Ces roches forment donc de la nouvelle croûte continentale : on parle d'accrétion continentale.

L'origine des magmas Au niveau des zones de subduction, les séismes sont alignés en profondeur selon un plan de subduction, qui indique l'orientation géographique du plongement de la lithosphère : le plan de Benioff- Wadati L'étude de la composition chimique des granitoïdes des zones de subduction montre qu'ils sont issus du refroidissement d'un magma d'origine mantellique. Ceci suggère une fusion partielle des péridotites à l'aplomb des zones d'activité sismique, c'est-à-dire dans le manteau de la plaque chevauchante. Or les conditions P/T qui règnent au niveau des zones de subduction ne permettent pas d'envisager une fusion partielle des péridotites (le solidus ne recoupe pas le géotherme), à moins que celles-ci ne soient hydratées.

Diagramme P/T de la péridodite

L'origine de l'eau Depuis sa formation au niveau de la dorsale, la lithosphère océanique qui entre en subduction s'est hydratée : elle est riche en minéraux hydroxylés (OH−). Entraînées en profondeur, les roches subissent une forte augmentation de P mais une faible augmentation de T, car la subduction est plus rapide que le réchauffement de la lithosphère, les roches ayant une mauvaise conductibilité thermique. On parle de métamorphisme HP – BT.

Modèle de tracé des isothermes dans une zone de subduction

Les transformations minéralogiques liées à la subduction de la lithosphère Au cours de la subduction, les minéraux de la lithosphère océanique vont subir une transformation à l'état solide : c'est le métamorphisme. De nouvelles roches métamorphiques, issues de ces transformations minéralogiques, apparaissent et sont caractéristiques des zones de subduction : schistes bleus avec présence de glaucophane (amphibole bleue de HP/BT), éclogites avec présence de pyroxène de HP (jadéite) et de grenat.

Deux réactions du métamorphisme sont engendrées par l'augmentation de pression : plagioclase + chlorite* + actinote* → glaucophane + eau plagioclase + glaucophane → grenat + jadéite + eau * chlorite et actinote sont des minéraux hydratés présents dans la lithosphère océanique qui entre en subduction Les minéraux caractéristiques de la subduction (glaucophane, jadéite, grenat) sont moins riches en eau que les minéraux d'origine : les réactions caractéristiques du métamorphisme de HP/BT entraînent une libération d'eau. L'eau percole dans le manteau de la plaque chevauchante et abaisse le point de fusion des péridotites. Entre 80 et 180 km de profondeur, le « solidus humide » croise le géotherme de subduction : il y a fusion partielle et production de magma, à l'origine des andésites et granitoïdes.

Schéma bilan du magmatisme en zone de subduction Péridotite

T2 La Terre et les enjeux planétaires contemporains Ch3 Histoire des chaînes de montagnes – 1 – La formation des montagnes

La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes Une partie des terres émergées est formée de chaînes de montagnes, anciennes ou toujours en cours de surrection. L'exemple des Alpes permet d'étudier la formation d'une chaîne de collision dans un contexte de convergence lithosphérique. Les traces d'un ancien domaine océanique y témoignent de sa fermeture par subduction.

La lithosphère continentale a une altitude variable

Les traces du fond d’un océan Le mont Chenaillet est formé de roches basaltiques en forme de coussins, qui rappellent les pillow lavas des dorsales océaniques. Sous ce basalte, se trouvent successivement des gabbros et des péridotites : il s'agit d'une série ophiolitique, vestige d'une lithosphère océanique de 155 Ma charriée sur le continent.

Des traces typiques sédimentaires Certaines régions des Alpes présentent des affleurements de roches sédimentaires riches en fossiles marins témoignant de l'ancien domaine océanique: Les calcaires à Rudistes (mollusques bivalves) ou à Orbitolines (animaux unicellulaires) des massifs du Vercors et de la Chartreuse témoignent de récifs coralliens dans une mer peu profonde et chaude. Les radiolarites du Chenaillet sont formées par l'accumulation de squelettes en silice de radiolaires, des animaux planctoniques unicellulaires. Elles témoignent d'un océan de grande profondeur.

Vestiges de marges passives D’autres monts présentent des blocs basculés (Taillefer, Belledonne, Rochail, les Grandes Rousses), séparés par des failles normales et recouverts de formations sédimentaires rappelant les dépôts anté-rift, syn-rift et post-rift des marges passives. Ce sont les vestiges de la naissance d'un océan.

Une cause de la subduction La lithosphère océanique est formée : de croûte océanique (basaltes et gabbros, densité 2,9), de manteau lithosphérique (péridotites, densité 3,3). La limite avec le manteau asthénosphérique est une limite physique qui définit le comportement plus ou moins ductile des péridotites : l'isotherme 1 300 °C. En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, l'isotherme 1 300 °C s'enfonce et le manteau lithosphérique s'épaissit : la densité de la lithosphère océanique augmente au cours du temps.

Évolution de la lithosphère océanique au cours du temps La masse volumique moyenne d'une lithosphère océanique de 100 km d'épaisseur (dont 5 km de croûte) s'écrit : ρmoy = (5 ρcroûte + 95 ρmanteau lithosphérique)/100. avec ρcroûte océanique = 2,9 .103 kg.m−3, ρmanteau lithosphérique = 3,3 .103 kg.m−3. Entre 30 et 50 Ma, la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère (densité 3,25) et peut plonger par subduction, si les conditions y sont favorables. Ceci explique qu'il n'existe pas de lithosphère océanique plus ancienne que 200 Ma. Lors de la subduction, les basaltes et gabbros sont transformés en éclogites (roches métamorphiques de masse volumique ρ  = 3,3 .103  kg.m −3) sous l'effet d'une augmentation de la pression, ce qui augmente la masse volumique de la lithosphère et renforce son enfoncement dans l'asthénosphère.

La collision Lorsque l'océan séparant deux continents s'est refermé, les deux masses continentales s'affrontent. Entre eux subsiste la « suture » de matériaux océaniques. La partie supérieure de la croûte s'épaissit par empilement de nappes. On peut étudier cet épaississement de la croûte par réflexion sismique et mettre en évidence les charriages et les chevauchements. Les minéraux de la lithosphère océanique et des sédiments, portés à de plus hautes P et T, se transforment à l'état solide : c'est le métamorphisme.

Le métamorphisme associé Diagramme P/T montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques des métagabbros. On peut dater les événements métamorphiques et les placer dans un diagramme afin de tracer un trajet P/T et reconstituer une partie de l'histoire de la chaîne de montagnes. Dans les zones de subduction, les roches soumises à la forte augmentation de P et à un gradient de T (+10 °C.km-1 d'enfoncement) se transforment : les basaltes et les gabbros deviennent des schistes bleus et des éclogites (métamorphisme de HP– BT). Zone turquoise caractérisée par la présence de glaucophane : domaines de schistes bleus. Zone rouge caractérisée par la présence de grenat : domaine des éclogites.

L’histoire des Alpes  aujourd’hui

T2 La Terre et les enjeux planétaires contemporains Ch4 Histoire des chaînes de montagnes – 2 – La disparition des montagnes

La disparition des reliefs La surface de la lithosphère continentale atteint différentes altitudes : elle comporte des reliefs. À la surface affleurent des roches d'origine sédimentaire ou volcanique mais également plutonique. Or ces dernières se forment en profondeur. Ceci démontre qu'il y a eu érosion des couches qui les surplombaient, ce qui a permis aux roches plutoniques comme le granite d'arriver en surface. Plusieurs orogenèses se sont succédé tout au long de l'histoire de la Terre : calédonienne (480-420 Ma), hercynienne (320-260 Ma), alpine (toujours actuelle). Les reliefs de la Grande-Bretagne, de la Scandinavie et du Groenland sont des vestiges de la première ; les Ardennes, les Vosges, le Massif central et le Massif armoricain, de la deuxième ; ils ont depuis été rabotés et usés. Les Alpes, les Pyrénées et l'Himalaya sont toujours en surrection : ces chaînes sont exposées à l'érosion, mais l'orogenèse est encore en cours. Tout relief est donc un système instable qui tend à disparaître aussitôt qu'il se forme : la lithosphère continentale est recyclée en permanence.

Les facteurs d'érosion et d'altération du relief Des événements tectoniques peuvent fragiliser des édifices rocheux : un séisme et un glissement de terrain vont provoquer l'éboulement d'une masse rocheuse par exemple. Si un volcan est recouvert par la neige et la glace, l'eau fondue lors de l'éruption volcanique va se mélanger avec les dépôts volcaniques encore non consolidés : cette coulée emporte tout sur son passage, pouvant charrier des blocs de roche sur des dizaines de kilomètres, à grande vitesse. Ce type de coulée, exceptionnel, a un fort pouvoir érosif. Mais d'autres facteurs, liés au climat, à l'altitude en particulier, à l'exposition de la surface rocheuse, vont participer à l'érosion.

Un massif granitique va s'altérer, devenant du granite pourri et une arène granitique, un sable dans lequel des grains de feldspaths, des paillettes de mica et des grains de quartz sont identifiables. Si le massif est exposé au soleil, le mica noir emmagasine la chaleur et se dilate. Pendant la nuit, la roche refroidit et se contracte, les parties superficielles et profondes ne se dilatent pas de la même façon. Des fissures se forment, parcourent le massif, l'eau de pluie va alors pouvoir s'insinuer. Une succession de gel/ dégel fragilise la roche, écarte les graines, élargit les fissures. Les feldspaths et les micas se décomposent, phénomène renforcé par l'enrichissement de l'eau en CO2. Les minéraux hydratés vont former l'argile.

La végétation participe également à l'altération de la roche : si un couvert végétal peut protéger, voire consolider des roches, les racines peuvent s'insinuer dans les fissures et contribuer à les élargir, sécrétant en plus des acides. Les lichens et l'humus, riches en acides, érodent lentement les roches en surface. L'eau et les plantes exercent donc une érosion chimique sur les roches. Le granite n'est pas la seule roche exposée à ce type d'érosion : le calcaire par exemple est corrodé par les eaux ; des grottes peuvent se creuser. L'eau est donc un important facteur chimique d'érosion mais pas seulement, elle peut être aussi un facteur physique : les vagues sur les falaises, les torrents de montagne, les glaciers rabotant les vallées modifient complètement le paysage. L'érosion peut être éolienne : le vent exerce une érosion intense. Chargé de particules de sable, il rabote toute surface, polissant des amas rocheux. Dans les déserts et les zones polaires, les vents se manifestent avec d'autant plus de violence. Sur une surface plane, les blocs résultant de la désagrégation restent en place ; sur une pente plus ou moins abrupte, les blocs glissent ou tombent en chute libre, s'accumulant en tas d'éboulis.

Le transport des sédiments Les agents d'érosion peuvent prendre en charge les sédiments et les transporter plus ou moins loin. Un glacier emporte avec lui des blocs de roche, qui demeurent sur place quand le glacier fond. Le vent, l'eau peuvent transporter des sédiments très loin du lieu d'altération de la roche mère, en fonction de la force du courant, de la présence ou non d'obstacles, de la masse du sédiment. Plus les particules sont fines, plus leur vitesse est grande et plus la distance qu'elles parcourent et les hauteurs qu'elles atteignent sont importantes. Le vent sépare ainsi les différents éléments du sol en catégories suivant leurs dimensions : il emporte les éléments fins et ne laisse sur place que les éléments grossiers.

Exemple du transport par le vent Il existe trois modes différents d'entraînement des particules par le vent (par l'eau, le phénomène est identique) : les particules de plus grande dimension (jusqu'à 2 mm) roulent ou glissent à la surface du sol ; les particules plus petites peuvent être transportées par une série de sauts de faible amplitude (inférieure au mètre) ; les plus fines particules, une fois projetées en l'air, peuvent être transportées en suspension, sur de longues distances, et à de hautes altitudes (4 000 m).

Le dépôt des sédiments Les blocs et les particules glissent le long de la pente formée par le relief puis peuvent être transportés par l'eau ou le vent très loin du lieu d'altération, en fonction de leur taille. Les sédiments se déposent lorsque le vent ou le courant qui les transporte diminue, ou lorsqu'ils rencontrent un obstacle ou un bassin. Ils peuvent alors former une roche sédimentaire. Les argiles sont des particules qui s'accumulent sur le plancher océanique.

De l'érosion au dépôt en milieu océanique

Le cycle des roches

T2 La Terre et les enjeux planétaires contemporains Ch5 Géothermie et propriétés thermiques de la Terre

Géothermie et propriétés thermiques de la Terre La grande majorité de l'énergie actuellement utilisée (agriculture, industrie, transport, etc.) provient soit de la combustion d'énergies fossiles, comme le pétrole ou le charbon, ou du nucléaire. Or, les énergies fossiles ne sont pas renouvelables et pourraient manquer dans l'avenir. De plus, leur combustion, en faisant augmenter le niveau de CO2 dans l'atmosphère, est à l'origine d'une augmentation de l’effet de serre entraînant une augmentation de la température terrestre. Avec l'énergie nucléaire se posent le problème de sa sûreté et celui de la gestion des déchets à long terme. Le développement durable s'intéresse à d'autres filières énergétiques, plus respectueuses de l'environnement et quasiment inépuisables pour l’humanité, comme la géothermie. Où et comment est exploitée l'énergie géothermique et quelle est son origine ?

Flux géothermique Manifestations en surface de la dissipation de l'énergie thermique interne de la Terre : éruptions volcaniques, geysers, séismes. Le flux géothermique est la quantité d'énergie thermique dissipée par unité de surface terrestre et par unité de temps. Le flux géothermique moyen est de l'ordre de 87 mW.m −2, mais il est différent sur les continents (~ 65 mW.m −2) et sur les océans (~ 100 mW.m −2).

Gradient géothermique Entre le centre de la Terre (4 000 °C) et la surface (15 °C en moyenne), s'établit un gradient géothermique. Le gradient géothermique représente la variation de la température avec la profondeur. Le gradient géothermique moyen dans la croûte terrestre est de l'ordre de 30 °C.km-1. Océans : flux élevés au niveau des dorsales océaniques, des points chauds (Mehetia) et des arcs volcaniques ou cordillères liés à la subduction (Japon, Andes, Antilles, etc.). Continents : flux élevés au niveau des zones avec magmatisme (vallée du rift africain), des bassins sédimentaires à croûte amincie.

Origine de l'énergie géothermique 2 sources : 75 % : de la radioactivité : trois éléments radioactifs à longue période (uranium, thorium, potassium) se désintègrent en libérant de l'énergie thermique. 25 % : de la chaleur primitive, relique de la formation de la Terre, il y a 4,55 Ga.

Dissipation de l'énergie géothermique Indices sismiques : vitesses sismiques lentes = roches chaudes, Vitesses sismiques rapides = roches froides. 2 modalités de dissipation : La conduction thermique : transfert de chaleur des zones chaudes vers les zones froides sans transfert de matière, en particulier au sein de la lithosphère. Peu efficace. La convection : transfert de chaleur avec déplacement de matière, au niveau du manteau et du noyau. Efficace.

Dorsales : fort flux géothermique s'expliquant par la remontée de matériel chaud et la production de nouvelle lithosphère océanique. Zones subduction : faible flux géothermique moyen s'expliquant par le plongement de la lithosphère océanique âgée, froide et dense. Localement, dans les zones de subduction, le magmatisme lié à la remontée de matériel chaud est à l'origine d'un flux thermique élevé au niveau des arcs volcaniques ou des cordillères. Ainsi, la Terre est une machine thermique, dont la dissipation de l'énergie interne constitue le moteur de la dynamique des plaques lithosphériques.

Utilisation de l'énergie géothermique Géothermie haute énergie Flux élevés : aux remontées du socle : Massif central, Vosges ; aux structures d'effondrement : Alsace (100°C à 1,5 km, 200°C à 5 km), Bresse, Limagne. Outre-Mer : Zone subduction Guadeloupe (250°C à 1 km), Points chauds Hawaii, Réunion, Polynésie. Implantation des exploitations géothermiques à haute énergie dans les endroits où le flux thermique est le plus élevé.