Chapitre 1: les continents et leur dynamique diaporama M.Martin

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1 Chapitre 1: les continents et leur dynamique diaporama M.Martin

2 Hypothèse de Pratt Hypothèse d’Airy La limite inférieure de la croûte est toujours identique. Les différences d’altitudes observées sur un continent s’expliquent par un enfoncement plus ou moins important dans le manteau lithosphérique. La densité des roches est modifiée La croûte a partout la même densité Plus un relief est élevé, moins c’est dense. Sous les reliefs, la croûte est plus épaisse pour créer un « flotteur » plus léger que le manteau sous-jacent. Application du modèle de compensation de Pratt : Le modèle de Pratt est représentatif des océans, où la croûte se refroidit en s'éloignant de la dorsale et augmente de densité. Application du modèle de compensation d’Airy : Le modèle d'Airy est plus en accord avec les données géologiques (les données sismiques montrent la présence de racines sous les montagnes) et rend bien compte de ce qui se passe au niveau des continents.

3 Profil initial

4 Après la 1ère érosion Avant le réajustement isostasique

5 Après la 1ère érosion Après le réajustement isostasique

6 Après la 2ère érosion Avant le réajustement isostasique

7 Après la 2ère érosion Après le réajustement isostasique

8 Après la 3ère érosion Avant le réajustement isostasique

9 Après la 3ère érosion Après le réajustement isostasique

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13 Soit un isotope père P, radioactif, qui se désintègre en un isotope fils F, radiogénique, note F*.
P → F* A t = 0, on compte 16 isotopes rouges de P (c’est P0) : Il faut noter que l’on est parti d’un système à 16 isotopes et qu’i y en a toujours 16 dans le système : on dit que le système est clos c’est-à-dire qu’il n’y a pas d’échange avec l’extérieur.

14 dP/ dt = –P ou encore dP/ P= –dt
La variation du nombre d’isotopes P est une fonction du temps obéissant à la loi : dP/ dt = –P ou encore dP/ P= –dt  Cette équation s’intègre en fonction du temps en: P = P0 e–λt  = la constante de radioactivité spécifique au radioélément utilisé.   P0 = nombre initial d’isotopes présents au temps t = 0 :   Ainsi, le nombre d’isotopes P diminue en fonction du temps tandis que le nombre d’isotopes fils produits augmente. Pour tout isotope radioactif quel qu’il soit, on définit un temps T, appelé période ou demi-vie, au bout duquel il ne reste plus que la moitié des isotopes P présents au départ, autrement dit P = P0/2: P0 /2 = P0 e–λt ce qui équivaut à λ = Ln 2 / T  T est la période (ou demi-vie) de l’isotope P, c’est-à-dire le temps nécessaire a la désintégration de 50 % de P. T s’exprime en années λ s’exprime en an–1. Il correspond au nombre de grammes de P désintégré en un an pour 1 g initial de P.

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16 Pour dater un minéral ou une roche, on peut donc mesurer la quantité d’isotopes F présents dans le système. Dans ce cas, il faut tenir compte du fait que des isotopes F peuvent exister au départ (F0) dans la roche indépendamment de la radioactivité de P. On a alors F = F0 + F* Si F* est produit par la désintégration de P, on a F* = P0 – P comme P = P0 e–λt ou P0 = P eλt alors F* = P (eλt – 1). On trouve alors : F = F0 + P (eλt – 1)

17 Parfois, au moment de la fermeture du système, on trouve aussi des éléments fils : dans ce cas-là, il ne faut pas les prendre en compte. Apres la cristallisation qui correspond au moment t0, le 87Rb qui est radioactif se désintègre en donnant du 87Sr (T = 48,8.109 ans et  = 1, an-1). Les quantités de 87Rb et de 87Sr se modifient donc au cours du temps dans chacun des minéraux : la quantité de 87Rb diminue alors que celle de 87Sr augmente. La quantité de 87Sr à un instant t est égale a la quantité initialement emprisonnée dans le minéral à laquelle s’ajoute la quantité issue de la désintégration du 87Rb. La quantité de 86Sr, quant à elle, ne change pas au cours du temps. Ces modifications font que dans chacun des minéraux le rapport 87Rb / 86Sr diminue alors que le rapport 87Sr / 86Sr augmente.

18 Sur le graphe, les trois points ≪ se déplacent ≫ mais restent alignés car la quantité d’atomes radioactifs désintégrés pour une durée donnée dépend de sa quantité initiale (Pt = P0. e-t). La droite obtenue est appelée droite isochrone (iso = ≪ même ≫, chrone = ≪ âge ≫). 

19 Cette droite est la représentation graphique d’une fonction qui peut s’exprimer sous la forme y = a.x + b ou a est le coefficient directeur de la droite. La valeur de a, qui est la pente de la droite, peut être déterminée graphiquement. Elle dépend du temps écoulé depuis que 87Rb a commencé à se désintégrer (depuis t0). Par le calcul, on montre que : a = et – 1 ce qui permet de déduire que : t = ln(a+1)/  soit t = a/. Concrètement, lorsque l’on veut connaitre l’âge d’un granite (ou d’une autre roche magmatique) par la méthode Rb/Sr, il faut donc : mesurer grâce à un spectromètre de masse les quantités de 87Rb, 86Sr et 87Sr dans plusieurs minéraux de la roche puis calculer les rapports 87Rb/86Sr et 87Sr/86Sr de chacun des minéraux afin de tracer le graphe 87Sr / 86Sr en fonction de 87Rb/86Sr. Si les mesures sont suffisamment précises, on obtient une droite (appelée droite isochrone) à partir de laquelle il est possible de déterminer t, celui-ci est d’autant plus important (et donc la roche plus âgée) que la pente de la droite est élevée.

20 La croûte continentale présente des roches d’âges variés parfois supérieurs à 4 Ga, alors que l’âge de la croûte océanique n’excède pas 200 Ma.

21 La falaise du Pas Guiguet (massif de la Chartreuse)
Le pli de Sassenage (massif du Vercors) Le col du Lautaret

22 La falaise du Pas Guiguet (massif de la Chartreuse)
Les roches n'ont pas subit de déformation souple, elles sont en position pratiquement horizontale, mais elles ont eu un comportement cassant. Une faille partage le terrain en deux compartiments qui ont été soumis à un mouvement relatif. Le compartiment de droite est soulevé par rapport au com­partiment de gauche. Le compartiment surélevé chevauche l'autre, ce qui correspond à un raccour­cissement des terrains, c'est donc une faille inverse. On peut mesurer un raccourcissement ici d'en­viron 20 %. Il s'agit aussi d'un marqueur d'une phase de compression. La falaise du Pas Guiguet (massif de la Chartreuse) Faille inverse (déformation cassante) On observe un pli dans des terrains sédimentaires. Lors de leur dépôt ces roches étaient obligatoirement une position horizontale. Elles ont donc été déformées, de manière «souple», elles ont eu un comportement «plastique». Ce plissement témoigne d'un raccourcissement des terrains sous l'effet des forces de compression. On peut mesurer un raccourcissement d'environ 30 %. Cela conduit à la formation d'un relief important. Pli (déformation ductile) Le pli de Sassenage (massif du Vercors)

23 Nappe de charriage Le col du Lautaret
Du côté gauche du document, une série datée du Toarcien au Bajocien (187 à 167 Ma) est recou­verte par une autre série datée du Lias à l'Eocène (205 à 34 Ma). La chronologie n'est pas respec­tée, c'est donc un contact anormal. La série Lias - Eocène est en chevauchement sur le Bajocien. Ceci correspond à un mouvement de grande ampleur amenant en superposition des roches initiale­ment éloignées : c'est un charriage, autre marqueur d'une phase de compression. Ce charriage est postérieur au Bajocien. Les séries suivantes sont aussi en contact anormal : série Jurassique - Eocène (205 - à 34 Ma), puis Trias (245 à 205 Ma) et enfin de nouveau Jurassique - Eocène (205 à 34 Ma). Ceci correspond à une succession de chevauchements. Ces charriages conduisent à la formation de reliefs importants. Nappe de charriage Le col du Lautaret

24 Les deux extrémités du profil correspondent aux deux plaques convergentes : la plaque européen­ne et la plaque africaine. Le mouvement de compression s'est réalisé dans la direction est - ouest. La lithosphère européenne s'enfonce sous la lithosphère africaine. À la base du profil, le Moho peut atteindre 50 km de profondeur, la croûte continentale est donc nettement épais­sie (environ double de l'épaisseur moyenne) : c'est la racine crustale. Les structures visibles en surface se poursuivent en profondeur. Il y a donc un empilement de différentes unités : les écailles crustales séparées par des chevauchements. Les principales structures observées à l'affleurement dans les Alpes sont des plis, des failles et des chevauchements, elles traduisent un raccourcissement et un épaississement de la lithosphère avec la forma­tion d'une racine crustale à l'aplomb du relief. Cela montre l'existence de forces de compression créées lors de la conver­gence des plaques.

25 Pli de Saint-Clément (Hautes-Alpes)
Les plis : qui touchent les séries sédimentaires et sont des déformations souples (ductiles)

26 La faille inverse de Saint-Rambert en Bugey (Ain)
Les failles inverses qui sont des déformations cassantes

27 Nappe de charriage de Gavarnie (Pyrénées)
Les nappes de charriage qui sont le résultat du déplacement de terrains sur des dizaines de kilomètres et entraîne un empilement de roches initialement éloignées. Cela crée un contact anormal.

28 Même composition chimique Al2SiO5.
La nature des minéraux change selon les paramètres physiques.

29 Evaluation de l’épaisseur de la croûte continentale
+ Λ Λ Λ ɤ ɤ ɤ 0 m m ECO = 7000 m + 870 m ECC EML H ECC - H Λ Λ deau = 1 dCC = 2,8 dCO = 2,9 dML = 3,3 Légendes : ECO = épaisseur de la croûte océanique EML = épaisseur du manteau lithosphérique EML = épaisseur de la croûte continentale deau = densité de l’eau dCC = densité de la croûte continentale dCO = densité de la croûte océanique dML = densité du manteau lithosphérique