Chapitre 2<o:p></o:p>

Le domaine continental et sa dynamique<o:p></o:p>

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Wegener a mis en évidence la dualité des altitudes.<o:p></o:p>

Cette observation peut laisser support une différence dans la nature de le roche de la croute continentale et celle de la croute océanique.<o:p></o:p>

Nous allons nous intéresser plus particulièrement au domaine continental.<o:p></o:p>

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Qu’est-ce qui le caractérise ?<o:p></o:p>

Quels sont les indices qui permettent de retracer l’histoire d’une chaine de montagne ?<o:p></o:p>

Quel est le devenir des reliefs ?<o:p></o:p>

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I)            Caractérisation du domaine continental : lithosphérique, relief, épaisseur crustale…<o:p></o:p>

 

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1)  La densité des roches de la croute continentale<o:p></o:p>

La densité d’une roche est la masse volumique de cette roche rapportée à celle de l’eau qui vaut 1<o:p></o:p>

Les couches de la croute continentale sont principalement constitué de granitoïdes. On va mesurer la densité de cette roche :<o:p></o:p>

d_granite = 100,1 / (169 – 130) = 2,6 g/mL<o:p></o:p>

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ces roches de la croute continentale constitué de granitoïdes ont une densité qui valent 2,6 à 2,7 g/mL. Elles sont donc inférieures à celle de la croute océanique qui valent environ 3,3 g/mL.<o:p></o:p>

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2)  La lithosphère continentale est en équilibre sur l’asthénosphère<o:p></o:p>

Les roches de la croute continentales dont la masse volumique est constante 2,7 g/cm³, repose sur des péridotites du manteau dont la masse volumique vaut 3,3 g/cm³. Donc les roches superficielles sont en équilibre sur l’asthénosphère sous-jacente.<o:p></o:p>

On mesure la pesanteur à la surface de la Terre et on observe des anomalies gravimétriques négatives. Au niveau des chaines de montagnes la pesanteur n’est pas aussi élevée que ce qu’elle devrait l’être. On suppose que l’excédant de masse en surface est compensée en profondeur. La profondeur à laquelle l’état d’équilibre ou isostasie est atteint s’appelle la surface de compensation.<o:p></o:p>

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3)  Épaisseur de la croute continentale<o:p></o:p>

Après un séisme l’étude des temps d’arrivée des ondes P et des ondes réfléchies sur le Moho PMP permettent d’estimer la profondeur du Moho.<o:p></o:p>

On calcule l’épaisseur de la croute sous :<o:p></o:p>

Digne è 40,7 km (600 m d’altitude)<o:p></o:p>

Gardanne è 25 km (200 m d’altitude)<o:p></o:p>

Plus l’altitude est élevé plus le Moho est profond<o:p></o:p>

La limite inférieure du Moho s’appelle la racine crustale.<o:p></o:p>

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Aux reliefs positifs, qu’est une chaine de montagne, répond en profondeur : une importante racine crustale ce qui valide le modèle d’isostasie d’Airy.<o:p></o:p>

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4)  Les indices de contraintes compressives<o:p></o:p>

L’excès de matière au niveau des chaines de montagnes vient de l’accumulation de matière compressée.<o:p></o:p>

Quels sont les indices de la compression ?<o:p></o:p>

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a)  Les indices tectoniques<o:p></o:p>

Sous la contrainte les roches sont plus ou moins plastiques elles plissent.<o:p></o:p>

Quand la contrainte devient trop importante la roche casse et des failles apparaissent et notamment des failles inverses<o:p></o:p>

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Si la compression continue des blocs de roches anciennes peuvent se retrouver au dessus des blocs de roches plus récentes. Le contraste entre ces deux roches est dit anormales.<o:p></o:p>

On appelle les roches des nappes de charriage ces roches qui se sont déplacés horizontalement.<o:p></o:p>

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Les plis, les failles inverses et les nappes de charriage sont les témoins d’un mouvement convergent compressif.<o:p></o:p>

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b)  Les indices pétrographiques<o:p></o:p>

Dans les chaines de montagnes les roches ont été déplacés au cours de la convergence elles subissent un réchauffement du à l’enfouissement et une augmentation de pression. <o:p></o:p>

Ces contraintes entrainent des transformations minéralogiques.<o:p></o:p>

Elle est appelée le métamorphisme. On peut retracer l’histoire d’une roche en analysant les minéraux qui la composent :<o:p></o:p>

Les roches ont subies une pression d’Est en Ouest et les roches qui ont enregistrée le plus haut niveau de métamorphisme se trouvent à l’Ouest.<o:p></o:p>

Toutes ces roches sont appelées micaschistes et proviennent de la transformation d’argile.<o:p></o:p>

Exemple du Massif Central :<o:p></o:p>

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Les roches sous la pression se déforme et devient schiste. Une roche est schistosée quand elle est infectée par des plans de cassure_<o:p></o:p>

Plus les contraintes augmente plus la roche enregistre la pression qui sont visible dans les minéraux, on observe une foliation c’est-à-dire des alignements alternés des minéraux sombres et des minéraux clairs.<o:p></o:p>

Après foliation quand la roche est portée à haute pression et haute température, elle fusionne, fond partiellement et la zone de fission s’appelle la zone d’anatexie.<o:p></o:p>

Après refroidissement la roche devient une migmatite.<o:p></o:p>

Sous les contraintes compressives des roches préexistantes continentales vont se recristalliser et leurs minéraux vont s’orienter en feuillets<o:p></o:p>

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5)  L’âge de la croute continental<o:p></o:p>

Les plus vieilles roches de la croute continental sont datés de 4 milliards d’années alors que les roches de croute océanique date de 200 millions d’années<o:p></o:p>

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Comment dater des roches continentales aussi anciennes ?<o:p></o:p>

Par la datation absolue des roches (Rubidium / Strontium)<o:p></o:p>

Quand une roche se cristallise, elle emmagasine un certain nombre d’élément radioactif qui vont se désintégré en un élément fils quand la moitié de la quantité initiale père se désintègre en élément fils il s’est passé une demi-vie.<o:p></o:p>

On peut donc calculer l’âge d’une roche si on connaît la quantité d’élément père qu’elle contenait à t₀ en mesurant la quantité père restant et fils apparu.<o:p></o:p>

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Les roches magmatiques contiennent du Rubidium 87 qui se désintègre en Strontium 87 et a une demi-vie de près de 50 milliards d’années.<o:p></o:p>

Dans les minéraux du granite tous les minéraux n’incorporent pas au départ la même quantité de Rubidium.<o:p></o:p>

Si on mesure les quantités de Rubidium 87 et de Strontium 87 dans tous les minéraux d’une roche magmatique rapportées à la quantité de Strontium 86 on obtient une droite isochrone si on relie tous les points correspondants aux minéraux de même âge.<o:p></o:p>

 

 

 

Il existe d’autres méthodes de datation<o:p></o:p>

- le potassium 40 qui se désintègre en Argon 40 dont la demi-vie est de 1,248.10⁹ ans (inférieur à celle du Rubidium), utilisée pour des roches plus récentes.<o:p></o:p>

- le carbone 14 qui se désintègre en Azote 14 dont la demi-vie est de 5730 ans, utilisée pour des roches encore plus récent. Pour les roches carbonées. La méthode de datation nécessite qu’il y est du carbone dans les éléments (animal / végétal)<o:p></o:p>

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II)         La convergence lithosphérique : contexte de formation de chaines de montagne<o:p></o:p>

En s’appuyant sur l’exemple des Alpes Franco-Italienne, nous allons déterminer les caractères et les conditions de formation d’une chaine de montagne de collision.<o:p></o:p>

De quels éléments les géologues disposent pour comprendre la formation des Alpes ?<o:p></o:p>

Comment retracer la formation d’une chaine de montagne ?<o:p></o:p>

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1)  Les traces d’une ancienne marge passive<o:p></o:p>

Les blocs basculés dans les Alpes appelés La Mure, Taillefer et Les Grandes Rousses sont séparés par des failles normales. Ce sont des témoins d’une phase de rifting à l’origine de l’expansion océanique : il y a longtemps il existait un océan appelé l’océan alpin.<o:p></o:p>

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2)  Traces d’un ancien océan<o:p></o:p>

Les ophiolites du Chenaillet sont une superposition de péridotites, gabbros, basaltes métamorphisés (c’est une ancienne lithosphère océanique).<o:p></o:p>

Ils sont donc les témoins de l’histoire océanique de la région il y a 160 millions d’années. On peut trouver également  des fossiles marins (ammonites) dans les Alpes.<o:p></o:p>

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3)  Les traces d’une ancienne subduction<o:p></o:p>

a)  Les indices minéralogiques<o:p></o:p>

 

Nous avons échantillonné cinq roches de la croute océanique et nous observons des modifications minéralogiques dû à la diminution de la température. Au fur et à mesure que l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale et à l’hydratation des roches. Il s’agit d’un métamorphisme hydrothermal. <o:p></o:p>

On observe une recristallisation due à une augmentation de la pression et à température constante et elle est qualifiée de métamorphisme haute-pression/basse-température et est accompagné d’une déshydratation des roches.<o:p></o:p>

Les roches métamorphisées du Mont Queyras et du Mont Viso présentent des minéraux du glaucophane/jadéite qui sont les témoins d’une forte pression caractéristique de la subduction.<o:p></o:p>

Le métamorphisme haute-pression/basse-température de la lithosphère océanique transforme les gabbros en métagabbros successifs de nouveaux minéraux apparaissent et la plaque plongeante se déshydrate.<o:p></o:p>

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b)  Le moteur de la subduction<o:p></o:p>

Entre 30 et 40 millions d’années la densité de la lithosphère est inférieure à la densité de l’asthénosphère. Ainsi la lithosphère océanique va s’enfoncer dans l’asthénosphère.<o:p></o:p>

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Le métamorphisme de la croute continentale est grand quand on s’éloigne sont de plus en plus froides : c’est le moteur de la subduction.<o:p></o:p>

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4)  Traces de la collision<o:p></o:p>

Quand l’océan est totalement refermé les continents se rencontre (plis, failles inverses, nappes de charriage)<o:p></o:p>

L’échographie sismique met en évidence un ensemble de réflecteurs qui confirme la grande profondeur de la croute continentale (environ 60 Km)<o:p></o:p>

Plus le matériel est dense plus les ondes sismiques se propage rapidement. La tomographie sismique qui représente la variation de la vitesse des ondes sismiques montre que la croute continentale s’enfonce jusqu’à 800 Km dans le manteau on parle alors de subduction continentale.<o:p></o:p>

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III)      Le magmatisme des zones de subduction<o:p></o:p>

1)  Une production de nouveaux matériaux continentaux <o:p></o:p>

On observe sur la croute continentale derrière une zone de subduction (la plaque pacifique plonge sous la plaque sud-américaine). <o:p></o:p>

Deux types de roches magmatiques sont visibles : les roches volcaniques (andésite, rhyolite) et les roches plutoniques (granitoïdes, diorite).<o:p></o:p>

Les roches volcaniques sont issues d’un refroidissement rapide en surface qui donne des explosions ce qui donne des roches microlithiques.<o:p></o:p>

Les roches plutoniques sont issues d’un refroidissement lent en profondeur. Elles sont dégagés par l’érosion et deviennent visible en surface.<o:p></o:p>

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Problématique : Quelle est l’origine du magma ? Quelles roches ont fondues ?<o:p></o:p>

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Si on regarde la composition chimique et minéralogique de l’andésite et le granite, elles sont identiques donc elles proviennent du même magma.<o:p></o:p>

Hypothèse 1 : comme nous sommes dans une zone de subduction, la croute océanique plongeante se réchauffe et fond.<o:p></o:p>

Si on compare la composition de la croute océanique avec les roches magmatiques on voit qu’elles sont très différentes donc l’hypothèse est fausse.<o:p></o:p>

Hypothèse 2 : on suppose que ce sont celles du manteau qui ont fondues.<o:p></o:p>

Dans les zones de subduction la température et la pression ne sont pas suffisantes pour faire fondre les péridotites. Mais si on hydrate les péridotites elles fondent à 80 Km et à 750°C.<o:p></o:p>

Cette eau provient du métamorphisme de la croute océanique plongeante qui se déshydrate.<o:p></o:p>

On dit que l’hydratation abaisse le point de fusion des péridotites donc l’hypothèse est validée.<o:p></o:p>

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Ce magmatisme contribue à la formation de la croute continentale on parle d’accrétion continentale.<o:p></o:p>

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Il existe une grande diversité de roches magmatiques continentales : elles proviennent de la cristallisation fractionnée de minéraux<o:p></o:p>

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IV)      Disparition des reliefs<o:p></o:p>

Il y a des chaines de montagnes anciennes (ère primaire comme le massif central, Vosges, le massif armoricain) et des chaines de montagnes récentes (ère tertiaire comme les alpes et les Pyrénées). Les massifs anciens ont un relief moins élevé que les massifs plus récents.<o:p></o:p>

Avec le temps les massifs montagneux sont érodés<o:p></o:p>

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Problématique : comment les matériaux superficiels disparaissent ?<o:p></o:p>

L’érosion est une altération suivie du transport des particules arrachées au continent. Ces particules iront se déposer plus loin c’est ce que l’on appelle sédiment.<o:p></o:p>

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1)  Altération<o:p></o:p>

a)  Altération physique<o:p></o:p>

Les agents physiques sont de différentes sortes :<o:p></o:p>

- le gel è l’eau qui s’infiltre dans les fissures peut les faire éclater en cas de gel (le volume de l’eau est inférieur à celui de la glace)<o:p></o:p>

- les glaciers è les frottements causés par le déplacement d’un glacier sur la roche altère la roche et la transforme en des matériaux fins<o:p></o:p>

- la température è les variations brutales de température provoquent des variations de dilatation de la roche qui peut se désagréger<o:p></o:p>

- les végétaux è les racines des végétaux s’insère dans les fissures et se désagrège<o:p></o:p>

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b)  Altération chimique<o:p></o:p>

- les minéraux de granite qui contienne des cations (Ca²⁺, Na⁺, K⁺) vont être hydrolysés ce qui fragilise leur structure.<o:p></o:p>

                       Minéral + eau è autre minéral + solution de lessivage<o:p></o:p>

L’eau devient chargée en CO₂ et devient acide et cette eau peut dissoudre le calcaire<o:p></o:p>

                       CaCO₃ + CO₂ + H₂O è Ca²⁺ + 2HCO₃^-<o:p></o:p>

Les produits des réactions en solution ou bien les particules solides (sable, galets) issu de l’altération des roches vont être transportés plus loin.<o:p></o:p>

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2)  Le transport<o:p></o:p>

Les agents de transports issus de l’altération des roches sont le vent, la glace et l’eau.<o:p></o:p>

Le transport dépend de la taille des particules et de la vitesse du courant. <o:p></o:p>

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3)  Le dépôt<o:p></o:p>

Les particules vont se déposer ou sédimenter quand la vitesse devient trop faible pour les transporter et vont tomber dans un bassin sédimentaire océanique et deviendront après compaction et déshydratation des roches sédimentaires qui participeront à la formation d’une nouvelle chaine de montagne.<o:p></o:p>

La quantité de sédiments qui se dépose en fonction du temps est appelé le flux sédimentaire. Ce flux permet d’estimer la vitesse d’érosion du continent et il est exprimé en mm/1000 an.<o:p></o:p>

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4)  Le rebond isostatique<o:p></o:p>

Les granites formés en profondeur il y a 300 millions d’années se retrouve aujourd’hui à l’affleurement grâce à l’érosion.<o:p></o:p>

En enlevant de la matière l’érosion perturbe l’équilibre isostatique et entraine un mouvement de soulèvement de la croute continentale : c’est le rebond isostatique.<o:p></o:p>

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5)  Phénomènes tectoniques extensifs.<o:p></o:p>

Le soulèvement des alpes génère un mouvement d’extension au cœur de la chaine de montagne (indices : failles normales) ce mouvement d’extension participe à l’aplanissement de la chaine de montagne<o:p></o:p>

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V)         Conclusion<o:p></o:p>

Trois phénomènes participe à la disparition d’une chaine de montagne : <o:p></o:p>

- l’érosion <o:p></o:p>

- le rebond isostatique<o:p></o:p>

- l’extension<o:p></o:p>

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