UNIVERSITE SULTAN MOULAY SLIMAN FACULTE DES SCIENCES ET TECHNIQUE DEPARTEMENT DES SCIENCES DE LA TERRE BENI MELLAL POLYCOPIE DE GEODYNAMIQUE INTERNE BCG Année : 2015-2016 M. EL BAGHDADI et S. NADEM 1 S0MMAIRE CHAPITRE 1 : STRUCTURE DE LA TERRE.................................................................................................................... 4 I. Définition de la géologie ........................................................................................................................................................4 II. Caractéristiques de la Terre .................................................................................................................................................5 1. Atmosphère de la terre .....................................................................................................................................................6 La troposphère: ...............................................................................................................................................................................7 La stratosphère: ..............................................................................................................................................................................7 La mésosphère: ...............................................................................................................................................................................7 La thermosphère: ...........................................................................................................................................................................7 L’homosphère: .................................................................................................................................................................................7 L’exosphère: .....................................................................................................................................................................................7 L’ionosphère: ...................................................................................................................................................................................7 La magnétosphère: ........................................................................................................................................................................7 2. La forme de la Terre ...........................................................................................................................................................7 3. Gravimétrie ............................................................................................................................................................................9 4. Le cycle annuel de la Terre .......................................................................................................................................... 11 III. La structure interne de la Terre ................................................................................................................................ 12 IV. Notions de sismologie .................................................................................................................................................... 13 1. Les types d’ondes sismiques ....................................................................................................................................... 14 2. Les échelles de tremblements de Terre ................................................................................................................. 15 3. Localisation d’un séisme ............................................................................................................................................... 16 4. Structure interne de la Terre à partir des ondes sismiques .......................................................................... 18 5. Détermination de l'épicentre par la méthode des cercles ............................................................................. 19 6. Qu’est-ce qu’un tsunami ? ............................................................................................................................................. 20 CHAPITRE 2 LA DERIVE DES CONTINENTS ............................................................................................................ 21 I. Les Preuves de Wegener .................................................................................................................................................... 21 II. Tectonique des plaques ...................................................................................................................................................... 24 1. Les Limites divergentes ................................................................................................................................................. 25 2. Les Limites convergentes ............................................................................................................................................. 27 3. Les Limites transformantes ......................................................................................................................................... 29 III. Localisation des séismes et tectonique des plaques ......................................................................................... 30 1. Répartition des séismes dans la zone de subduction ....................................................................................... 30 2. Répartition des séismes dans la dorsale médio-océanique........................................................................... 31 3. Répartition des séismes intraplaques ..................................................................................................................... 31 IV. Activités volcaniques et tectonique des plaques ................................................................................................ 32 2 1. Volcanisme dans les dorsales médio-océaniques .............................................................................................. 32 2. Volcanisme des zones de subduction ...................................................................................................................... 32 3. Volcanisme intraplaque ................................................................................................................................................. 33 4. Les volcans .......................................................................................................................................................................... 35 V. Formation de chaine de montagne ................................................................................................................................ 37 VI. Le paléomagnétisme et la tectoniques des plaques .......................................................................................... 38 1. Les inversions magnétiques et la datation paléomagnétique ...................................................................... 40 2. Position du pôle nord magnétique à travers les temps géologique ........................................................... 42 3. Echelle magnétostratigraphique ............................................................................................................................... 43 4. Anomalies magnétiques des Planchers océaniques .......................................................................................... 44 CHPITRE 3 : CONSTITUANTS DE LA TERRE ............................................................................................................ 45 I. INTRODUCTION ..................................................................................................................................................................... 45 II. Minéralogie ............................................................................................................................................................................... 47 1. Classification des minéraux ......................................................................................................................................... 47 2. Les minéraux ...................................................................................................................................................................... 50 III. Les roches ............................................................................................................................................................................ 51 1. Les roches magmatiques ............................................................................................................................................... 52 2. Classification des roches magmatiques .................................................................................................................. 55 IV. Le métamorphisme et les roches métamorphiques ......................................................................................... 57 1. Les facteurs du Métamorphisme ............................................................................................................................... 57 2. Les Types de Métamorphisme .................................................................................................................................... 57 3 CHAPITRE 1 : STRUCTURE DE LA TERRE I. Définition de la géologie La géologie regroupe les domaines des sciences de la Terre liés particulièrement à l'étude de la composition, de la structure, de l'histoire et de l'évolution des couches internes et externes de la Terre, et des processus qui la façonnent. Les différentes spécialités incluses dans la géologie sont la minéralogie, la géochimie, la paléontologie, la pétrologie. La géologie s'appuie également sur la géophysique (tectonique-des-plaques) mais aussi les sciences de l'Univers. Elle donne un aperçu de l'histoire de la Terre, car elle fournit la preuve principale de la tectonique des plaques, l'histoire de l'évolution de la vie, et les climats du passé. Dans les temps modernes, les diverses géologies sont commercialement importantes pour l'exploitation minière et des hydrocarbures, mais aussi pour l'exploration et l'évaluation des ressources en eau. Elle est également importante pour le public pour la prédiction et la compréhension des risques naturels, l'assainissement des environnements, et pour fournir un aperçu dans le passé de chaque changement climatique, y compris localement. L'échelle de temps géologiques englobe l'histoire de la Terre. Elle permet de dater la première installation de matériau à 4,567 Ga (giga-années), c'est à dire des milliards d'années et l'âge de la Terre est estimé à 4,54 Ga au début de l'ère de l'Hadéen. 4 Figure 1 : Echelle des temps géologiques II. Caractéristiques de la Terre Parmi les huit planètes du système solaire, la Terre est l’une des quatre planètes telluriques, solides, de composition (roches silicatées et fer) et de densité moyenne étant de 5,52. • Troisième planète à partir du Soleil, la Terre est une sphère. • Sa circonférence au niveau de l’équateur est d’environ 40 000 km. • C’est une boule rocheuse de 12713 km de diamètre, lancée à 108000 km/h autour du Soleil dans une ronde sans fin qui se renouvelle tous les 365,25 jours. • Une boule qui tourne aussi sur elle-même en un peu moins de 24 heures, imposant à ses habitants le rythme du jour et de la nuit. • Une mince enveloppe de gaz, dessinant autour d’elle une auréole bleue, la protège: c’est l’atmosphère, composée d’air (78% de diazote et 21% de dioxygène), et qui entretient la vie. 5 • L’une des principales originalités de la Terre par rapport à ses voisines, c’est la présence à sa surface d’immenses étendues d’eau: les océans occupent 71% de la surface du globe contre 29% seulement pour les continents. • La Terre possède un satellite naturel: la Lune, qui nous éclaire la nuit. La Lune est une « mini – planète » (3476 km de diamètre) sans vie, qui tourne autour de la Terre à une distance moyenne de 384000 km. 1. Atmosphère de la terre L’atmosphère terrestre est une enveloppe externe gazeuse de notre planète, animée de mouvements qui dépendent essentiellement de phénomènes physiques. L’atmosphère n’est pas homogène sur toute son épaisseur, on peut la découper en strates qui sont déterminées par plusieurs propriétés physiques telles que : la pression, la température, la densité, et la présence de divers gaz ou plasma. L'air sec de l'atmosphère est composé de 78,08 % d'azote, 20,95 % d'oxygène, 0,93 % d'argon (fig. 2). La quantité d’énergie qui rejoint la Terre du Soleil, appelée la constante solaire, est de 1367 J/m2/s. Ceci veut dire que chaque mètre carré sur la surface terrestre reçoit en moyenne 1367 J d’énergie à chaque seconde. L’effet de serre est un processus naturel qui garde la température terrestre dans un certain intervalle. Sans ceci, la température terrestre serait plus froide car la plupart de l’énergie solaire rejoignant la Terre serait retournée vers l’espace. L’effet de serre est donc un réchauffement normal causé par l’absorption de l’énergie de radiation de la Terre et du Soleil par les gaz de l’atmosphère terrestre. L’atmosphère possède des gaz à effet de serre (GES). Les radiations solaires passent à travers de ces gaz, atteignent et réchauffent la surface terrestre. La chaleur monte de la surface. Une certaine quantité de la chaleur peut retraverser l’atmosphère mais l’autre partie ne peut pas. Cette chaleur emprisonnée s’ajoute au réchauffement global. Figure 2 : Atmosphère de la terre 6 La troposphère: Elle s’étend du niveau du sol à 7 km (aux pôles) et 17 km (à l’équateur). C’est dans cette couche atmosphérique que se produisent tous les phénomènes atmosphériques. Les 3 premiers km, à compter du sol, sont les plus pollués. La température y décroît de 6°C par km (fig. 2). La stratosphère: Couche atmosphérique qui s’étend depuis la troposphère jusqu’à environ 50 km d’altitude. A 35 km environ, on peut trouver la couche d’ozone, le gaz qui protège toutes les espèces vivantes des dangereux UV émis par le Soleil. Depuis plusieurs décennies, on peut observer un trou dans cette protection à hauteur des pôles et qui s’étend sur des millions de km. La stratopause: séparation entre la stratosphère et la mésosphère. La mésosphère: A son sommet, aux environs de 85 km de la surface, il y règne une température avoisinant les – 90°C. La thermosphère: Elle est comprise entre 85 et 700 km au-dessus de la surface. C’est la couche atmosphérique la plus chaude. En effet, à 300 km, il y règne une température de 700°C. Cette température élevée s’explique par le bombardement cosmique des molécules atmosphériques présentes. La thermosphère est aussi le champ d’une activité remarquable. C'est là que les particules du champ magnétique terrestre entrent en collision avec le vent solaire donnant naissance aux spectaculaires aurores boréales et australes. C’est également dans la thermosphère que les poussières cosmiques se consument donnant naissance aux étoiles filantes. L’homosphère: Couche atmosphérique qui comprend la troposphère, la stratosphère et la mésosphère. L’exosphère: Couche atmosphérique qui ne subit plus l’attraction terrestre. L’ionosphère: Couche atmosphérique aux grandes propriétés de conductibilité pour les ondes électriques, ondes radios et autres. La magnétosphère: Couche atmosphérique qui s’étend jusqu’à 10 000 km au-dessus de la Terre. C’est le bouclier naturel de la Terre contre les agressions du vent solaire. 2. La forme de la Terre L'étude de la forme de la Terre et celle de son champ de pesanteur constituent la géodésie. Cette science, essentiellement fondée sur la résolution des problèmes géométriques, a grandement bénéficié de l'arrivée des satellites artificiels. 7 Ces derniers permettent en effet, aujourd'hui, de faire des mesures de distances intercontinentales à quelques centimètres prés. Jusqu'à une époque récente, la forme de la Terre n'avait été déterminée que par des méthodes de visées géodésiques faites au sol. C'était Eratosthène (-200 ans avant J.C), qui le premier évalue le rayon du globe terrestre (fig.3). A = Alexandrie. S = Syène (Assouan actuellement). D = 787 Km. AC = longueur de l’ombre. Figure 3 : Principe de calcul d'Eratosthène Il constate qu'au moment de l'année où le soleil se trouve au zénith à Syène (ancien nom d'Assouan en Egypte), c’est – à - dire lorsque le soleil éclaire le puits et que les objets en surface n'ont pas d'ombre portée, il n'en est pas de même à Alexandrie puisque l'obélisque (pierre levée, généralement homogène, de forme parallélépipède terminée par un pyramidion) donne une ombre portée dont on peut mesurer la longueur. Ératosthène va mesurer l'ombre d'un obélisque dont il connaît déjà la hauteur, et il va en déduire l'angle que font les rayons solaires avec la verticale: il trouve α =7,2° (fig. 3). La proportion de cet angle en regard des 360° du cercle est la même que celle de la distance séparant les deux villes par rapport à la circonférence du cercle (ici, le méridien terrestre) : 360° divisé par 7,2° donne 50, Connaissant D = 787 Km, la circonférence de la Terre = 787 x 50 =39 350 Km donc : R = 39 350 / 2 π= 6263 Km. Ce calcul ne tient pas compte de la variation de g (accélération de la pesanteur) en fonction de la latitude. Cette variation a été précisée actuellement par l’étude de la trajectoire des satellites. Pour calculer R, on considère que la forme de la Terre est un géoïde : surface où la pesanteur est constante et qui passe par le niveau moyen des mers. Cette surface correspond conventionnellement à l'altitude 0. Les mesures ont montré un léger aplatissement de la Terre aux deux pôles, donc une forme en ellipsoïde de révolution avec : - rayon équatorial = 6378,140 Km - rayon polaire = 6356,736 Km - rayon moyen = 6367,438 Km. Grâce au champ gravitationnel de la terre, des satellites ont pu nous montrer la vraie forme de la Terre. 8 3. Gravimétrie La gravimétrie consiste à mesurer, étudier et analyser les variations dans l’espace et dans le temps du champ de pesanteur de la Terre et des autres corps du système solaire. Elle est étroitement liée à la géodésie, qui a pour objet l’étude de la forme de la Terre et la mesure de ses dimensions. L'unité de mesure est le m.s-2 (équivalent ou N.kg-1). Une autre unité est utilisée, le Gal (1Gal = 1cm.s-2 = et son millième, le mGal (1 mGal = 10-5 m.s-2). 10-2m.s-2) 2= La valeur "moyenne" de la pesanteur à la surface de la Terre vers 45° de latitude est g = 9,81 m.s981 Gal. La surface de la Terre, considérée comme un fluide, constituerait une surface équipotentielle dans le champ de la pesanteur terrestre. La Terre tournant sur elle-même, cette surface n’est pas une sphère mais un ellipsoïde de révolution autour de son axe de rotation. L’ellipsoïde de référence est une forme de Terre ellipsoïdale qui approche le mieux la forme réelle de la planète. En tout point de cette surface, une valeur de gravitation théorique peut être calculée par une formule mathématique. La surface de l’océan (liquide) est donc un excellent marqueur du champ de pesanteur terrestre, dont il matérialise une surface équipotentielle. Pourtant cette surface est loin d’être un ellipsoïde de révolution et l’on appelle géoïde cette surface équipotentielle de pesanteur équivalente au zéro des mers, que l’on prolonge à travers les continents (calculé indirectement, avec une certaine précision fig. 4). Figure 4 : Géoïde en tout point perpendiculaire à la direction de la force gravitationnelle. L’altitude est la distance verticale par rapport au géoïde. Figure 5 : coordonnées géographiques Cette surface est un ellipsoïde déformé à toutes les échelles (Fig. 6), à l’échelle du millier de Km le géoïde montre des creux et des bosses pluridécamétriques dont la cause réside dans les hétérogénéités de densité dans le manteau, à la même échelle. Il s’agit de la forme réelle de la Terre d'après des mesures du champ gravitationnel. 9 Figure 6: Géoïde terrestre, surface équipotentielle non théorique de pesanteur Les écarts entre le géoïde et l’ellipsoïde approchant le mieux la forme géométrique de la Terre, reflètent donc les variations de densité liées à la structure interne. L'amplitude des creux et bosses du géoïde est de ± 100 m. En effet les anomalies de pesanteur s’expliquent par la présence d’hétérogénéités de masse dans le sous-sol, depuis la surface jusqu’au noyau. Il ya deux types d’anomalies de pesanteur : - anomalies à l’air libre : On ramène la valeur théorique à l’altitude h. Cette anomalie à l'air libre est entièrement dominée par la topographie. - anomalie de Bouguer = valeur de pesanteur théorique – valeur mesurée à la surface de la Terre, préalablement corrigé des effets d’altitude, de plateau et de relief. Anomalie < 0 au dessus des continents: déficit de masse Anomalie > 0 au dessus des mers: excès de masse correction d’altitude correction de plateau correction topographique Cet effet de relief (excès ou déficit de masse) est naturellement compensé en profondeur, on l’appelle : ISOSTASIE = équilibre hydrostatique. 10 En fait les montagnes étant constituées de matériau peu dense par rapport à celui du manteau (densité = 2,7), ont des racines profondes dans le manteau, un peu comme un glaçon dans l’eau dont 1/10° seulement émerge. L'isostasie est basée sur le principe de la compensation du relief. Un excès de masse en surface (relief) sera compensé par un déficit de masse en profondeur (une racine crustale). Inversement, un déficit de masse en surface sera compensé par un excès de masse en profondeur (la remontée du manteau). 4. Le cycle annuel de la Terre Le soleil est la principale source d'énergie pour l'atmosphère terrestre. La terre fait le tour du soleil en 365,25 jours en décrivant une orbite quasi circulaire et tourne sur elle-même autour d'un axe qui est incliné d'environ 23°27' par rapport à la verticale. Pourquoi 23°27' ? Parce qu'un jour un corps céleste, une petite planète qui n'existe plus, a fait une collision avec la Terre qui, sous le choc, s'est penchée comme une toupie, mais elle ne s'est plus jamais redressée. Cette inclinaison fait varier sans cesse la durée du jour et de la nuit en un point donné et crée les saisons. Figure 7 : C'est l'inclinaison de l'axe de la Terre sur le plan de son orbite qui explique pourquoi il y a des saisons et la raison pour laquelle la durée du jour n'est pas égale à la durée de la nuit. Deux jours par an ont toutefois la durée du jour est égale à la durée de la nuit : 12 heures chacune. C'est l'équinoxe de printemps le 20, 21, 22 ou 23 mars et l'équinoxe d'automne le 21, 22 ou 23 septembre. Ces jours là coïncident avec le passage du Soleil dans l'une ou l'autre hémisphère. Alors que les jours avoisinant le solstice d'été sont les plus longs de l'année, tandis que ceux proches du solstice d'hiver sont les plus courts de l'année, en prenant comme référentiel l'hémisphère nord. En été, le Soleil monte très haut dans le ciel, il fait chaud et le jour dure plus longtemps que la nuit. En hiver c'est l'inverse, le Soleil ne monte pas très haut dans le ciel, les journées sont courtes et il fait froid. En été le pôle Nord reste éclairé par le Soleil ; il n'y a pas de nuit pendant 6 mois. Inversement, en hiver le pôle Nord ne reçoit pas la lumière du Soleil durant 6 mois. En Scandinavie ou au nord de Moscou par exemple, en hiver, la nuit dure à peine 2 heures (fig. 7). 11 En revanche, au niveau de l'équateur, en été comme en hiver, la journée dure pratiquement aussi longtemps que la nuit. En hiver dans l'hémisphère Nord le Soleil ne reste pas longtemps au-dessus de l'horizon et ses rayons sont très inclinés par rapport à la verticale. Inversement, en été le Soleil est très haut dans le ciel et ses rayons, comme un faisceau lumineux très puissant, éclairent une surface plus petite qu'en hiver. Comme le montre le dessin présenté ci-dessous (fig. 8), puisque la même chaleur est répartie en hiver sur une plus grande surface, chaque partie éclairée de la Terre reçoit moins d'énergie et par conséquent il fait plus froid. De plus, puisque le jour est plus court en hiver (il fait jour durant 8 heures contre 12 heures en été vers 50° de latitude Nord) le Soleil n'a pas assez de temps pour réchauffer le sol et le froid subsiste. Figure 8 : Position du soleil pendant l’hiver et l’été III. La structure interne de la Terre L'intérieur de la Terre est constitué d'une succession de couches de propriétés physiques différentes: au centre, le noyau, qui forme 17% du volume terrestre et qui se divise en noyau interne solide et noyau externe liquide; puis, le manteau, qui constitue le gros du volume terrestre, 81%, et qui se divise en manteau inférieur solide et manteau supérieur principalement plastique, mais dont la partie tout à fait supérieure est solide; finalement, la croûte (ou écorce), qui compte pour moins de 2% en volume et qui est solide (fig. 9). Figure 9 : Structure interne de la terre Figure 10 : Les discontinuités 12 Deux discontinuités importantes séparent croûte, manteau et noyau: la discontinuité de Mohorovicic (MOHO) qui marque un contraste de densité entre la croûte terrestre et le manteau (fig. 10), et la discontinuité de Gutenberg qui marque aussi un contraste important de densité entre le manteau et le noyau. Une troisième discontinuité sépare noyau interne et noyau externe, la discontinuité de Lehmann. La couche plastique du manteau supérieur est appelée asthénosphère, alors qu'ensemble, les deux couches solides qui la surmontent, soit la couche solide de la partie supérieure du manteau supérieur et la croûte terrestre, forment la lithosphère. On reconnaît deux types de croûte terrestre: la croûte océanique, celle qui en gros se situe sous les océans, qui est formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu'on nomme aussi SIMA (silicium-magnésium); et la croûte continentale, celle qui se situe au niveau des continents, qui est plus épaisse à cause de sa plus faible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3) et qu'on nomme SIAL (silicium-aluminium). La couverture sédimentaire est une mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par les divers agents d'érosion (eau, vent, glace) et qui compte pour très peu en volume. Cette composition interne de la terre a été établie à l’aide de différentes méthodes : - par des observations directes en surface en observant les structures superficielles visibles. Ces observations se limitent à la connaissance très restreinte de quelques milliers de mètres de profondeur ; - par des sondages qui atteignent quelques kilomètres de profondeur (5 à 13 Km) ; - par des méthodes géophysiques (sismique, gravimétrie, magnétisme, flux chaleur) qui permettent d’interpréter indirectement la structure profonde du globe ; - par des études de météorites ou astéroïdes qui, comme la Terre, appartiennent au système solaire et sont ainsi susceptibles de nous renseigner sur la composition profonde de notre Globe (Les chutes de météorites sont fréquentes, mais la plupart tombent au milieu des océans. Parmi les méthodes géophysiques, la propagation des ondes sismiques a beaucoup contribué à la connaissance de la structure interne de notre planète. IV. Notions de sismologie La sismologie est la science des tremblements naturels de la terre (séismes) ou tremblements provoqués. L'ébranlement brusque de la lithosphère en un point quelconque provoque des vibrations qui se transmettent à travers le globe. Le passage de ces vibrations constitue un tremblement de terre ou séisme. Un séisme est un mouvement bref du sol (quelques secondes à quelques mn), dû à l'arrivée d'ondes 13 élastiques transmises dans le globe à partir d'un point appelé foyer, ou source, ou hypocentre. L'épicentre est un point de la surface du globe à la verticale du foyer (fig. 11). Figure 11 : Foyer d'un séisme Les causes des séismes: - Explosions et vibrations de toutes natures produites par l'homme (lacs artificiels, explosions...) séisme artificiel. - Formation ou rejeu d'une faille séisme tectonique. -Déplacement de magma séisme volcanique. -Eboulement de cavité séisme d'effondrement. -Conséquences de travaux Tels que le remplissage des barrages séisme induit. 1. Les types d’ondes sismiques On distingue deux types d'ondes : les ondes de surface qui se propagent à la surface de la Terre et les ondes de volume qui la traversent. Les ondes de surface sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte. -Les ondes de volumes : elles se propagent à l'intérieur du globe suivant des lois proches de celles de l'optique géométrique. On distingue : Les ondes premières (P) : les plus rapides, elles se propagent dans tous les milieux. Ce sont des ondes de compressions déplaçant les particules parallèlement à la direction de la propagation de l'onde. Ex : un ressort accroché à un mur qu'on tire et qu'on relâche plusieurs fois. Les ondes secondes (S) : quelques minutes plus tard, après les ondes P arrivent les ondes S beaucoup plus amples. Elles se propagent dans les solides et non dans les liquides. Ce sont des ondes de cisaillement déplaçant les particules perpendiculairement à la direction de propagation de l'onde. Ex : on agite une corde accrochée au mur. 14 -Les ondes de surface L: Lorsque les ondes de volume se réfléchissent sur des surfaces de discontinuités (et notamment sur la surface du globe), elles interfèrent et génèrent des ondes de surface (ondes longues = L), canalisées le long de la surface où elles concentrent le maximum d'énergie et se propagent à la manière de grandes vagues faisant onduler non pas la mer (raz de marée) mais aussi de la croûte terrestre. Ce sont elles qui font écrouler des villes entières lors des grands séismes. 2. Les échelles de tremblements de Terre Dès le siècle dernier, on a classé les tremblements de terre d'après leur intensité à l'épicentre (point de la surface terrestre ou un séisme a été le plus intense). Cette intensité étant estimée d'après l'importance des dégâts causés (fig.12): c’est l'échelle de MERCALLI qui compte 12° d’intensité Figure 12: L’échelle de Mercalli Figure 13 : Comparaison entre les séismes 15 On tend à remplacer cette échelle empirique par la magnitude exprimée en degrés RICHTER (1935) (fig. 14) : C'est le logarithme de l'amplitude mesurée en microns, enregistrée par un séismographe standard placé à 100 Km de l'épicentre (région où le séisme est ressenti le plus fortement). Les dommages commencent à M = 5. M = 7,5 marque la limite inférieure des grands tremblements de terre. Ex: le tremblement de terre du Chili de 1960 avait une magnitude de M = 8,9 (11 de l'échelle Mercalli), représentant la libération instantanée d'une énergie 100 fois supérieure à celle de la bombe d'Hiroshima. Le graphique de la figure 13 met en relation, la magnitude des séismes, sur échelle arithmétique, et l'énergie dégagée au foyer, sur échelle logarithmique; il présente aussi une comparaison entre quelques séismes les plus connus. Figure 14 : Echelle de RICHTER 3. Localisation d’un séisme Les séismes ont pour origine une rupture brutale (faille) des roches en profondeur sous l’action de forces (les contraintes). Les vibrations nées de cette rupture se propagent à partir du foyer dans toutes les directions et peuvent produire de nombreux dégâts. Figure 15 : Schéma d’un séisme 16 Des instruments sensibles = sismographes, permettent d'enregistrer à plusieurs milliers de Km du point d'origine les caractéristiques de ces vibrations. Figure 16 : Les sismographes L'aspect d'un enregistrement sismique appelé sismogramme (fig.17) dépend de la source (nature du séisme, profondeur du foyer), de la distance épicentrale (distance épicentre - station), des milieux traversés, de la station (nature du sous-sol de la station, caractéristiques des instruments). Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c'est cette propriété qui permet de localiser un séisme. Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par les sismographes. En gros, il s'agit d'un appareil capable de "sentir" les vibrations du roc; ces vibrations sont transmises à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre qui tourne à une vitesse constante. Figure 17 : Sismogramme En un lieu donné, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l'enregistrement sismographique un décalage entre le début d'enregistrement des deux types d'ondes; ici par exemple, il y a un retard de 6 minutes des ondes S par rapport aux ondes P. Les vitesses de propagation des deux types d'ondes dans la croûte terrestre ont été établies et on possède par conséquent des courbes étalonnées, comme celle-ci. Figure 18 : courbes étalonnées 17 4. Structure interne de la Terre à partir des ondes sismiques L'intérieur de la Terre a été établi à partir du comportement des ondes sismiques lors des tremblements de terre. Les sismologues Mohorovicic et Gutenberg ont réussi à déterminer l'état et la densité des couches par l'étude du comportement des ondes sismiques. La vitesse de propagation des ondes sismiques est fonction de l'état et de la densité de la matière. La structure interne de la Terre, ainsi que l'état et la densité de la matière, ont été déduits de l'analyse du comportement des ondes sismiques. Figure 19 : comportement des ondes sismiques La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau indique qu'on passe d'un solide (manteau inférieur) à un liquide (noyau externe). L'augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une augmentation de densité du matériel à mesure qu'on s'enfonce dans ce manteau. La chute subite de la vitesse des ondes P au contact manteau-noyau est reliée au changement d'état de la matière (de solide à liquide), mais les vitesses relatives continuent d'augmenter, indiquant une augmentation des densités. Plus en détail, au contact lithosphère-asthénosphère, on note une légère chute des vitesses de propagation des ondes P et S correspondant au passage d'un matériel solide (lithosphère) à un matériel plastique (asthénosphère). 18 La composition de la croûte terrestre est assez bien connue par l'étude des roches qui forment la surface terrestre et aussi par de nombreux forages. Notre connaissance du manteau et du noyau est, cependant, plus limitée. Malgré tous les efforts déployés à cet effet, aucun forage n'a encore traversé le MOHO. 5. Détermination de l'épicentre par la méthode des cercles Dans cet exemple, considérons les enregistrements d'un séisme en trois points: Halifax, Vancouver et Miami (fig. 20). Les enregistrements indiquent que le séisme se situe dans un rayon de 560 km d'Halifax, un rayon de 3900 km de Vancouver et un rayon de 2500 km de Miami. On situe donc le séisme au point d'intersection des trois cercles, soit à La Malbaie. En pratique, on utilise évidemment plus que trois points. Figure 20 : méthode des cercles Il faut donc trois stations de mesure. Chacune enregistre le temps d’arrivée des ondes P et S. On doit déterminer les distances d de chaque station de l’épicentre. temps d'arrivée de l'onde P: tp = t0 + (d/Vp) temps d'arrivée de l'onde S: ts = t0 + (d/Vs) d : distance épicentrale t0 : temps origine Vp: vitesse de l'onde P Vs: vitesse de l'onde S 19 En faisant la différence entre les deux relations précédentes, ts - tp = d . (1/Vs -1/Vp). On connaît à peu près les vitesses des ondes P et S dans la croûte et on admet le plus souvent que : (1/Vs1/Vp) = 1/8 donc d = 8 x (ts - tp) 6. Qu’est-ce qu’un tsunami ? tsu « port » nami « vague » : Vague de port Un tsunami représente un déplacement rapide, d’une hauteur variable, d’une importante masse d’eau, mise en mouvement par le déclanchement d’un séisme sous-marin. Le tsunami se propage à partir du lieu de la rupture, traversant l’océan à une vitesse élevée 800 km/h. Au large, les tsunamis font rarement plus de 1 m de haut. En s’approchant des côtes, leur amplitude augmente : le mur d’eau peut s’élever jusqu’à 30 m de haut. Tsunami en Asie du 25 décembre 2004 La catastrophe qui a touché l’Asie le 25 décembre 2004 et a provoquée par le plus violent séisme enregistré dans le monde depuis 40 ans. Les vagues ont été ressentis jusqu’aux côtes d’Afrique de l’est à plus de 6000 kilomètres. Le tsunami qui a frappé le sud-est asiatique et a couvert plus de 2 200 km en trois heures. Les vagues abordent les côtes à une vitesse de 30 à 40 km/h. La hauteur de cette masse d’eau de plusieurs centaines de kilomètres de long est comprise entre 10 et 30 m. 20 CHAPITRE 2 LA DERIVE DES CONTINENTS La dérive des continents est une théorie proposée au début du 20ème siècle par le physicienmétéorologue A. Wegener, pour tenter d'expliquer la similitude dans le tracé des côtes, par exemple, de part et d'autre de l'Atlantique. La dérive des continents est le mouvement des continents. Wegener proposait que la croûte terrestre est divisée en plaques qui sont toujours en mouvement et que les continents étaient une grande masse terrestre appelée Pangée. Il y a plus que 100 millions d’années, les continents ont commencé de se séparer. Le concept que les courants dans le magma causent le mouvement des plaques est appelé la tectonique des plaques. Figure 21 : localisation des volcans et les séismes autour des plaques I. Les Preuves de Wegener -Parallélisme des côtes La reconstitution de Wegener montre que toutes les masses continentales ont été réunies en un seul mégacontinent : la Pangée Figure 22 : Evolution des continents au cours du temps 21 -Répartition de certains fossiles De part et d'autre de l'Atlantique, sur les continents actuels, existent des fossiles de plantes et d'animaux terrestres datant de 240 à 260 Ma. Figure 23 : Distribution des espèces dans les continents Ces organismes n'avaient pas la capacité de traverser un si large océan. On doit donc concevoir qu'autrefois tous ces continents n'en formaient qu'un seul. La distribution des espèces fossiles est, pour Wegener, un argument préalable. Il cite par exemple, un reptile, le MESOSAURUS, dont on retrouve les traces au Brésil et en Afrique du Sud. Datés d’environ 280 millions d’années, les fossiles sont distribués de part et d’autre de l’Atlantique. Les fossiles de fougères GLOSSOPTERIS existent En Amérique du Sud, en Afrique, en Inde, en Australie et en Antarctique. -Traces d’anciennes glaciations Figure 24 : Marques de période de glaciation dans les continents certaines portions des continents actuels contiennent, des marques de glaciation datant de 250 millions d'années, indiquant que ces portions de continents ont été recouvertes par une calotte glaciaire. Il est improbable de trouver des glaciations sur des continents se trouvant dans la zone tropicale (Afrique du sud et inde) 22 Figure 25 : Solution de Wegener Le pôle Sud était recouvert d'une calotte glaciaire et l'écoulement de la glace se faisait en périphérie de la calotte. -Correspondance des structures géologiques : Figure 26 : Concordance entre les structures géologiques à l'intérieur des continents : Boucliers (2 Ga) et chaînes de montagnes (450 à 650 Ma). Figure 27 : Concordance entre chaînes de montagnes et Concordance entre boucliers 23 Figure 28 : Les chaines du Paléozoïque Les trois chaînes de montagnes, Appalaches (Est de l'Amérique du Nord), Mauritanides (nord-ouest de l'Afrique) et Calédonides (Iles Britanniques, Scandinavie), ne forment qu'une seule chaîne continue si on rapproche les continents à la manière de Wegener. Les contemporains de Wegener n'ont pas été convaincus de cette proposition révolutionnaire de la dérive des continents. Le problème majeur, c'est qu'il ne proposait aucun mécanisme pour expliquer la dérive. Il démontrait bien que la répartition actuelle de certains fossiles, de traces d'anciennes glaciations ou de certaines structures géologiques soulevaient des questions importantes auxquelles il fallait trouver des explications. Il faut signaler que l'hypothèse de Wegener était une hypothèse génératrice de sciences, parce que les questions soulevées sont suffisamment sérieuses et fondées sur des faits réels pour qu'on s'attaque à y répondre. Il avait manqué à Wegener les données fondamentales sur la structure interne de la Terre. Mais il aura fallu attendre plus de 40 ans pour que les idées de Wegener refassent surface et qu'on se mette à la recherche du mécanisme de la dérive. II. Tectonique des plaques La lithosphère est composée de plusieurs plaques rigides mobiles. Elle est constituée de 12 grandes plaques majeures et de nombreuses petites plaques. Leur présence n’a été démontrée que depuis la fin des années 1960. Grâce au modèle récent de la tectonique des plaques, il a été possible d’étudier les mouvements entre ces plaques et de mieux décrire le fonctionnement global de la Terre, en mouvement depuis son origine. La carte ci-dessous présente les âges des fonds océaniques. Les zones rouges correspondent aux parties de la lithosphère océanique fabriquée depuis l’Éocène. Les parties les plus anciennes, en bleu, datent de -180 Ma soit du Jurassique inférieur. 24 Figure 28 : La terre est une mosaïque de plaques Figure 29 : Les trois limites des plaques Les déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la terre. Elles se traduisent par le découpage de la lithosphère en plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres. Les mouvements se font selon 3 types de limites : convergente, divergente et transformante 1. Les Limites divergentes Les rides Médio-océaniques et les rifts continentaux 25 La convection de l’asthénosphère produit, dans la lithosphère rigide, des forces de tension qui font que les deux plaques divergent. Elle est le moteur qui entraîne la lithosphère océanique de part et d'autre de la dorsale. Entre ces deux plaques divergentes, la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique. Les tensions se traduisent par des failles d'effondrement et des fractures ouvertes, ce qui forme un fossé d'effondrement qu'on appelle un rift océanique. Le magma expulsé, cristallise et forme la nouvelle croûte océanique. Mécanismes de formation de la dorsale médio-océanique L'accumulation de chaleur sous la plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. Les forces de tension fracturent la lithosphère et amorcent le mouvement de divergence. Le magma vient s'infiltrer dans les fissures causant par endroits un volcanisme continental. La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère et effondrement en escalier (rift continental). Mise en place de volcans et d’épanchements de laves le long des fractures. 26 Exemple : Grand Rift Africain en Afrique orientale. Le rift s'enfonce sous le niveau de la mer et les eaux marines envahissent la vallée. La lithosphère continentale se déchire. Les deux bords s'éloignent progressivement l'un de l'autre. La formation de la première croûte océanique basaltique de part et d'autre de la dorsale embryonnaire. Exemple : Mer rouge. L'étalement des fonds océaniques conduit à la formation d'un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, ses plaines abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûte continentale. Les dorsales océaniques constituent des zones importantes de dissipation de la chaleur interne de la Terre. 2. Les limites convergentes Les zones de subduction et les marges actives a- c. océanique – c. océanique Dans ce genre de collision, une des deux plaques (la plus dense, généralement la plus vieille) s'enfonce sous l'autre pour former une zone de subduction. 27 b- c. océanique – c. continentale La plaque océanique et les sédiments du plancher océanique s'enfoncent sous une croûte continentale. Le magma expulsé forme une chaîne de volcans sur le continent (arc volcanique continental). Les sédiments des fonds océaniques accumulés se concentrent au niveau de la zone de subduction pour former un prisme d'accrétion. Exemple de la marge du Pacifique Est c - c. continentales - c. continentales L'espace océanique se referme au fur et à mesure du rapprochement de deux plaques continentales. Le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant près des continents, et celui du prisme d'accrétion se concentrent de plus en plus: le prisme croît. Tout le matériel sédimentaire est comprimé et se soulève pour former une chaîne de montagnes où les roches sont plissées et faillées. 28 Toutes les grandes chaînes de montagnes plissées ont été formées par ce mécanisme. Exemple Himalaya 3. Les Limites transformantes Les zones de cisaillement : Failles Transformantes Les failles transformantes permettent d'accommoder les différences de vitesses de déplacement entre les plaques et font le relais entre des limites divergentes et convergentes (elles transforment le mouvement entre divergence et convergence). Exemple : Faille de San Andreas en Californie. Elle assure le relais du mouvement entre : La limite divergente de la dorsale du Pacifique-Est, La limite convergente de la plaque Juan de Fuca-Amérique du Nord La limite divergente de la dorsale de Juan de Fuca. En résumé Le moteur = mouvements de convection dans le manteau, entraînant un flux de chaleur (fusion par baisse de pression, désintégration des éléments radioactifs) La concentration de la chaleur cause une fusion partielle du manteau et une montée des matériaux en fusion. L’expansion produit une dorsale médio-océanique L'écoulement de l'asthénosphère sous la lithosphère rigide entraîne cette dernière avec elle : 29 Déchirure de la lithosphère et divergence de deux plaques La croûte océanique ainsi produite voyage sur une longue période. Elle vieillie, s’altère et s’engorge d’eau Elle devient très dense En conséquence, Elle s’enfonce sous une croûte moins dense (continentale ou océanique) : Formation d’une zone de subduction Le long d’une limite de plaque, les vitesses de production du magma (le long d’une dorsale océanique) ou celle de l’enfoncement sous une autre croûte (le long d’une zone de subduction) ne sont pas les mêmes. La croûte se fracture et des failles transformantes s’installent pour dissiper la différence de vitesses. III. Localisation des séismes et tectonique des plaques les séismes se produisent surtout aux frontières des plaques lithosphériques Figure 30 : Localisation des séismes et des volcans 1. Répartition des séismes dans la zone de subduction Figure 31 : Carte des séismes superficiels, intermédiaires et profonds 30 Le Japon est un archipel composé de plusieurs milliers d’îles dont quatre principales (Hokkaido, Honshu, Shikoku et Kyushu) qui se situent sur l’une des zones tectoniques les plus actives du monde. Cet archipel d’îles en arc est affecté par la subduction des plaques du Pacifique et des Philippines sous la plaque Eurasie. Sur la carte la répartition des séismes est la suivante : séismes superficiels se produisent en faible profondeur (<10km). Les mêmes séismes se produisent dans les rides médio-océaniques. séismes intermédiaires se produisent en profondeur de 10 à 100 Km au voisinage des limites convergentes. séismes profonds se produisent en grande profondeur (jusqu’à 700Km) au voisinage des limites convergentes. Là où les deux plaques lithosphériques rigides entrent en collision et se courbent, les fractures dans la lithosphère produisent des séismes de faible profondeur. L'enfoncement de la plaque rigide dans l'asthénosphère plastique s’accompagne de ruptures et fractures dans cette plaque, ce qui déclenche des séismes intermédiaires et des séismes profonds. La répartition des foyers des trois classes de séismes dans cette plaque qui s'enfonce explique la répartition des épicentres en surface. 2. Répartition des séismes dans la dorsale médio-océanique A la divergence de plaques, la lithosphère océanique dépasse rarement les 10-15 km. Les séismes sont superficiels. 3. Répartition des séismes intraplaques Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières des plaques, il existe d’autres activités sismiques intra plaque, c'est à dire à l'intérieur même des plaques lithosphériques. Les séismes associés aux volcans sur les plaques océaniques. Les séismes intra plaques continentales. 31 IV. Activités volcaniques et tectonique des plaques La répartition géographique des volcans se superpose avec celle des plaques. (sauf pour les volcans intra plaques fig. 30). 1. Volcanisme dans les dorsales médio-océaniques Il existe des volcans sous-marins tout le long des dorsales, particulièrement dans le rift central, là où il se forme de la nouvelle lithosphère océanique. Exemple : Islande, île volcanique coupée par la dorsale océanique médio-atlantique nord et qui est formée uniquement de volcans. Figure 32 : La dorsale médio-océanique atlantique Figure 33 : principaux volcans de l’Islande 2. Volcanisme des zones de subduction Le volcanisme, relié à l'enfoncement d'une plaque sous l'autre, va former des chaînons de volcans. Selon qu'il s'agisse d'une convergence entre deux plaques océaniques, ou entre une plaque océanique et une plaque continentale, la nature du volcanisme diffère : - Dans le cas où il y a convergence entre deux plaques océaniques : formation d’un arc insulaire (chaînon de volcans océan). Exemple: la Ceinture de feu dans le Pacifique Ouest et Nord. 32 Figure 34 : Ceinture de feu du pacifique - Dans le cas de convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale : formation d’un arc continental (chaînon de volcans continental). Exemple de la marge active Est du Pacifique (Chaîne des Cascades). Figure 35 : Arc continentale du pacifique 3. Volcanisme intraplaque Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve principalement, mais pas exclusivement, sur les plaques océaniques. Il provient d’une concentration locale de la chaleur qui provoque une fusion partielle du manteau. Exemple de ce type de volcanisme : îles de Hawaii 33 Si une plaque lithosphérique se déplace au-dessus d'un point chaud (zone de subduction) qui fonctionne sporadiquement, il se construit un chaînon de volcans. Les volcans les plus vieux se situent à l'extrémité du chaînon, alors que les plus jeunes se situent à proximité du point chaud. Ce volcanisme est un indicateur de déplacement de la lithosphère océanique. Figure 36 : Exemple du chaînon des îles Hawaii 34 4. Les volcans Un volcan est un relief formé par l’accumulation de roches volcaniques issues du magma. Les produits de l’activité volcanique sont en générale les laves et des gaz. Figure 37 : Synthèse schématique d’un volcan On peut classer schématiquement les volcans en deux catégories en fonction du degré plus ou moins explosif du volcan lié la viscosité des magmas émis : a- Les volcans effusifs dénommés également « volcans rouges » Cette catégorie de volcans se caractérise par l’émission d’abondantes coulées de lave qui s’étalent autour du cratère sur de vastes surfaces étant donné la fluidité du magma mis en jeu. Ce type de magma facilite, d’une part, la libération des gaz qu’il contient ce qui engendre des éruptions calmes, et détermine, d’autre part, la forme aplatie du cône volcanique qualifié de « volcan-bouclier ». Figure 38 : Exemple de volcan effusif b- Les volcans explosifs ou « volcans gris » Ce type de volcans émet, quant à lui, des laves pâteuses formant un bouchon qui obstrue le cratère étant donné la forte viscosité du magma mis en jeu (dôme de lave). Les gaz s’accumulent alors et exercent une pression intense qui, lorsqu’elle se libère, produit de violentes explosions et de grandes quantités de tephras (ce sont des fragments de roche expulsés dans l’air pendant l’éruption. On distingue les cendres (< 2 mm de diamètre), les lapilli (2-64 mm), les bombes (> 64 mm)). La forme du cône présente des pentes raides comme dans le cas des volcans dénommés « strato-volcans ». Ces volcans gris sont très dangereux pour l'homme. 35 Figure 39 : Exemple de volcan explosif Figure 40 : fonctionnement d’un volcan explosif Les volcans sont, de manière générale, répartis selon de grands alignements; les volcans explosifs sur le pourtour de l’océan Pacifique, en Indonésie, en Méditerranée et dans les Antilles, et les volcans effusifs au sein des océans, dans l’Est africain. Figure 41 : Carte des principales zones d’activité volcanique 36 V. Formation de chaine de montagne Sur la marge continentale passive, comme par exemple celle de l'Atlantique actuelle, s'accumule sur le plateau continental et à la marge du continent un prisme de sédiments provenant de l'érosion du continent. En s'éloignant de plus en plus de la zone de divergence, la lithosphère devient de plus en plus dense. Sous la poussée du tapis roulant et l'augmentation de la densité, cette lithosphère se fracture et une partie s'enfonce sous l'autre. On passe d'une situation de marge passive à une situation de marge continentale active. Au large du continent, il se forme un arc volcanique insulaire. Le chevauchement progressif de la plaque océanique sur ce qui reste de plaque océanique du côté continental concentre le matériel qui se trouve sur les fonds océaniques pour former un prisme d'accrétion qui croît à mesure de la fermeture entre l'arc volcanique et le continent. La collision entre l'arc volcanique et le continent crée un chevauchement important de tout le matériel du prisme d'accrétion sur la marge continentale. L'activité ignée cesse et de grandes masses de roches ignées (en rouge) peuvent rester coincées dans la lithosphère. 37 La chaîne de montagnes mature est formée par la collision entre deux plaques continentales. Le rapprochement des deux plaques continentales conduit à la formation d’un prisme d’accrétion qui croît progressivement. Avec la collision des deux plaques et la cessation du mouvement, la chaîne a atteint sa hauteur maximale et acquis ses caractéristiques. Il y aura une zone de roches non déformées à côté des roches déformées de la chaîne, parfois de façon symétrique de part et d'autre de la chaîne. Figure 42 : Exemple de l’Himalaya : collision entre l’Inde et l’Asie VI. Le paléomagnétisme et la tectoniques des plaques Le paléomagnétisme est la science qui étudie les enregistrements du champ magnétique passé de la Terre. Les roches volcaniques, et certaines roches sédimentaires qui contiennent des minéraux magnétiques, sont ainsi capables de fossiliser et l’intensité et l’orientation du champ magnétique à une époque donnée. La magnétite est l’un de ces minéraux. 38 La compréhension du magnétisme terrestre a constitué un pas très important dans la formulation de la théorie de la tectonique des plaques. Le champ magnétique est le champ de force magnétique qui entoure la Terre. Il serait dû aux effets combinés de la rotation de la planète et des mouvements de convection au niveau de la partie fluide du noyau central de la Terre, produisant des courants électriques. Les lignes du champ magnétique sont orientées du pôle Nord au pôle Sud. Les pôles magnétiques se déplacent en permanence : l’origine de ces déplacements est due à des mouvements de matière au cœur de la Terre, ce qui modifie le champ magnétique terrestre. Le champ magnétique terrestre peut, en première approximation, être assimilé à un champ dipolaire créé par une petite boucle de courant ou un petit aimant. Figure 43 : Aimant fictif modélisant les propriétés magnétiques de la Terre et les lignes de champ magnétique terrestre Ce champ magnétique nous protège des particules chargées provenant du Soleil en les déviants. Mais, certaines sont attirées et conduites le long des lignes de champ. Elles se groupent dans des zones appelées « ceinture de Van Allen ». Figure 44 : Le champ magnétique terrestre L’activité du champ magnétique terrestre est limitée à une sphère, d’environ 10 fois le rayon de la Terre: la magnétosphère. 39 Le champ magnétique terrestre est la conséquence des courants de matière dans le noyau externe liquide (et composé à 80% de fer). Ce champ est caractérisé par son intensité, son inclinaison et sa déclinaison. Les basaltes peuvent conserver les caractéristiques du champ magnétique de la Terre au moment de leur formation. Cette aimantation fossile (thermorémanente) permet de retrouver les paléopôles magnétiques. Les scientifiques ont alors fait deux observations surprenantes : - Des roches de même âge mais prélevées sur des continents différents pointent des paléopôles différents. - Des roches d'âges variés prélevés sur un même continent semblent montrer une dérive du paléopôle au cours du temps. En partant de l'hypothèse que le pôle magnétique a toujours été proche du pôle géographique, on en déduit que ce sont les continents se trouvant au dessus des paléopôles qui ont migré : la théorie du déplacement des plaques est confirmée. Ce champ magnétique terrestre peut varier au cours du temps. Il est dit: - normal quand il est orienté dans le sens actuel - inverse quand il est orienté en sens inverse. Le champ magnétique terrestre ne connait que ces deux états, le changement étant instantané à l'échelle des temps géologiques. Des corps ferromagnétiques peuvent perturber le champ magnétique actuel et créer des anomalies magnétiques positives ou négatives. 1. anomalies positives : le champ magnétique mesuré est supérieur au champ magnétique terrestre moyen 2. anomalies négatives : le champ magnétique mesuré est inférieur au champ magnétique terrestre moyen. 1. Les inversions magnétiques et la datation paléomagnétique C'est en 1906 que Bernard Brunhes découvre que le sens du champ magnétique n'est pas constant dans certaines laves basaltiques. En étudiant les volcans, il constate qu'il y a des inversions du champ magnétique. L'inversion des champs magnétique est alors attribuée à la modification des propriétés magnétiques des atomes métalliques lors du refroidissement de la lave. Les chercheurs considèrent que lors du refroidissement de la lave elle enregistre le champ magnétique terrestre de cette époque. Par conséquent, il y a des inversions régulières du champ magnétique terrestre au cours des âges géologiques. Figure 45 : Inversion magnétique dans un volcan 40 Les trois images ci dessous représentent une simulation de l'inversion du champ géomagnétique réalisée par une expérience. Avant l'inversion, les lignes de force du champ magnétique s'élèvent au-dessus du pôle magnétique nord, s'incurvent autour de la Terre et plongent dans le pôle magnétique sud. La zone de transition dure environ 1000 ans (b). Le champ magnétique se rétablit ensuite avec une inversion des polarités. Bien que les auteurs aient étendu leur simulation sur plus de 200000 ans ils n'ont pas observé de nouvelle inversion. Figure 46 : Inversion du champ magnétique terrestre Le physicien napolitain Macedonio Melloni (1853) découvre que chaque roche volcanique possède sa propre aimantation. Il formule l'hypothèse que cette aimantation a été acquise lors du refroidissement de la lave qui enregistre le champ magnétique terrestre de l'époque. Les laves possèdent donc une "mémoire magnétique". On se rend compte que grâce à cette mémoire, on peut déterminer la position des pôles magnétiques pour diverses périodes géologiques à partir de roches dont l'âge est connu. Lorsqu'une lave refroidit, les minéraux qui la constituent subissent le champ magnétique terrestre et s'aimantent quand la température devient inférieure au point de Curie (fig. 41). La roche formée conserve alors la trace du champ magnétique qui est ainsi "fossilisé". On appelle ce phénomène le paléomagnétisme (et le champ "fossilisé" est appelé le paléochamp). Le document représente ce phénomène (NB : ce ne sont pas les minéraux eux-mêmes qui s'orientent dans le champ magnétique, mais leurs atomes ou électrons). 41 Figure 47 : Comportement des minéraux au champ magnétique 2. Position du pôle nord magnétique à travers les temps géologique Le chercheur Runcorn propose de définir, époque par époque, la position d'un paléopôle magnétique pour diverses régions. La carte ci-dessous présente une vue de l'hémisphère nord, centrée sur le pôle nord magnétique, selon la géologie actuelle (fig. 42). En trait rouge, trajectoire apparente du pôle nord magnétique terrestre établie à partir de plusieurs mesures du paléomagnétisme sur des échantillons datant de l'éocène au cambrien, prélevés sur le continent européen. En trait bleu, trajectoire établie à partir d'échantillons datant de l'éocène au silurien, prélevés sur le continent nord-américain. En trait vert, trajectoire établie à partir d'échantillons datant de l'éocène au jurassique, prélevés en Inde. Figure 48 : L'hémisphère Nord centré sur le pôle Nord les trois trajectoires ne coïncident pas; il devrait pourtant n'y avoir qu'une seule trajectoire puisqu'il n'y a qu'un seul pôle nord magnétique terrestre, plus on recule dans le temps, plus le pôle magnétique s'éloigne du pôle géographique, Il y a eu des dérives continentales plus anciennes. Aujourd'hui, grâce à la théorie de la tectonique des plaques, on sait que les continents ont bougé tout au long de l'histoire géologique, et le paléomagnétisme est utilisé comme outil de base pour reconstituer la position des continents aux diverses époques géologiques. 42 3. Echelle magnétostratigraphique On a utilisé les inversions du champ magnétique terrestre pour construire une échelle magnétostratigraphique, sachant que Les laves possèdent une "mémoire magnétique". Les laves enregistrent, au moment de leur cristallisation, le champ magnétique terrestre tel qu'il est à ce moment. Par exemple, supposons que la première coulée date de -4,1 Ma; elle a enregistré la polarité de l'époque, soit une polarité normale. La seconde coulée, datant de -3,4 Ma, une polarité inverse, et ainsi de suite (fig.49). Avec le temps, il se construit un édifice stratifié, constitué de coulées de polarité, ou normale, ou inverse, et de plus en plus jeunes vers le sommet de la pile. Supposons que l'on fasse un forage carotté dans cet édifice; on datera une suite d'échantillons prélevés sur la carotte et pour chacun, on mesurera la polarité du paléomagnétisme (figure 49 B). On reportera les données sur une échelle de temps géologique, en indiquant la polarité (figure 49 C). Ainsi, dans notre exemple, un échantillon ayant donné un âge de -4,1 Ma a indiqué une polarité normale (point rouge); un échantillon d'âge -3,4 Ma, une polarité inverse (point bleu), et ainsi de suite. Plus on aura de points, plus notre échelle sera précise en ce qui concerne les âges géologiques où il y a eu inversion magnétique (par exemple ici, la précision est plus grande entre -0,8 et -0,9 Ma qu'entre -3,2 et 4,1 Ma) et la répartition temporelle des périodes normales par rapport aux périodes inverses. C'est en regroupant les données de plusieurs successions au monde (plusieurs échelles locales, obtenant ainsi une multitude de points) qu'on est parvenu à construire l'échelle des derniers 4 Ma (figure 49 D). Figure 49 : d’échelle magnétostratigraphique 43 4. Anomalies magnétiques des Planchers océaniques Lors des premières phases de l'exploration des fonds océaniques, les relevés de l'intensité du champ magnétique à l'aide d'un magnétomètre tiré par un bateau avaient montré l'existence, sur ces fonds, d'une alternance de bandes parallèles de magnétisme faible et de magnétisme élevé. La formation de lithosphère océanique à la dorsale enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment où cristallise le basalte. Le plancher océanique qui s'étale se comporte comme la bande magnétique d'un magnétophone qui fixe le son (ici, la polarité du champ magnétique) au fur et à mesure de son déroulement. Ce sont ces différences de polarité magnétique qui sont responsables des anomalies de l'intensité du champ. La polarité actuelle étant normale, les bandes d'intensité élevée correspondent aux bandes de polarité normale, résultant d'un effet d'addition, alors que les bandes d'intensité faible correspondent aux bandes de polarité inverse, résultant d'un effet de soustraction. Les quatre schémas qui suivent montrent comment se construit dans le temps un plancher océanique constitué de bandes parallèles, de polarités magnétiques alternant entre normales et inverses, et symétriques de part et d'autre d'une dorsale. 44 Figure 50 : Construction dans le temps d’un plancher océanique CHAPITRE 3 : CONSTITUANTS DE LA TERRE I. INTRODUCTION La Terre est une planète tellurique essentiellement rocheuse à noyau métallique. La masse de la Terre est d'approximativement 5,98×1024 kg. Elle est principalement composée de fer (32,1 %49), d'oxygène (30,1 %), de silicium (15,1 %), de magnésium (13,9 %), de soufre (2,9 %), de nickel (1,8 %), de calcium (1,5 %) et d'aluminium (1,4 %), le 1,2 % restant consistant en de légères traces d'autres éléments. On pense que le cœur de la Terre est composé majoritairement de fer (88,8 %), avec une plus petite quantité de nickel (5,8 %), de soufre (4,5 %) et moins de 1 % d'autres éléments. La composition chimique de la croûte terrestre est principalement dominée par l'oxygène et le silicium. Figure 51 : Propriétés physiques et chimiques de la Terre 45 Figure 52 : Composition de la croûte Terrestre En terme de poids, l’abondance des éléments légers a conduit à la position actuelle de la croûte continentale. Lors de la formation de la terre, les éléments légers, comme l'oxygène et le silicium ont migré vers l'extérieur, alors que les éléments plus lourds, comme le fer, se sont concentrés au centre. Le silicium et l'oxygène forment les trois-quarts (75%) de la masse de la croûte. Ajouté à six autres éléments (Al, Fe, Mg, Ca, Na, K), ils constituent 99% de la masse totale de la croûte continentales. Figure 53 : Composition de la croûte Terrestre 46 Ces éléments forment des atomes. Un minéral est un assemblage de ces atomes ordonnés formant une espèce chimique naturelle. Une roche est un habituellement un solide composé d'un assemblage de minéraux. Certaines roches peuvent cependant être liquides (pétrole) ou gazeuses (gaz naturel). Une roche est fondamentalement un matériau de l'écorce terrestre. II. Minéralogie La minéralogie est l’étude des minéraux qui sont les principaux constituants des roches. Elle s’intéresse à : - la composition chimique - l’organisation des atomes dans un édifice cristallin - le type de la maille cristalline - la relation minéral – minéral et minéral – roche et leur classification. Un minéral est un composé chimique ou solide naturelle, inorganique, physiquement et chimiquement homogène et dont la formation est régit par des processus naturels. Un minéral peut être amorphe (opale, verre) ou cristallisé (silicates). On connait 3000 espèces connues, 200 minéraux communs. Un cristal est un corps solide ayant une forme géométrique bien définie et caractérisé par une répartition régulière et périodique des atomes. 1. Classification des minéraux Les minéraux silicatés composés de silicium et les minéraux non-silicatés sans Silicium. a- Les minéraux silicatés : La classification des silicates repose sur la polymérisation et l’enchainement des tétraèdres Si0 4. La famille des silicates se décline en six grandes familles : Les Nésosilicates Tétraèdres isolés reliés entre eux par des cations : Grenats – péridots – Disthène – Sillimanite – Andalousite… 47 Les Inosilicates Tétraèdres allongés en chaînes simples (pyroxène) ou doubles (amphiboles), d’ou la forme allongée des minéraux. Les Phyllosilicates Tétraèdres en feuillets caractéristiques : Micas, Argiles, ….qui leur confèrent des propriétés absorbantes et plastiques. Les Tectosilicates Tétraèdres reliés par tous leurs sommets d’ou une dureté supérieure et la difficile introduction d’ions au cœur de la structure : Les quartzs ou les feldspaths. Pas de plan de faiblesse donc pas de clivage : résistants. Les Sorosilicates Tétraèdres unis par paires avec un atome d’oxygène en commun (Exemple Epidote). 48 Les cyclosilicates Tétraèdres en anneaux, ils cristallisent souvent en prismes (Tourmalines). b- Les minéraux non-silicatés : les carbonates C’est un groupe de minéraux qu’on retrouve fréquemment à la surface du globe. Les carbonates sont un des principaux constituants des roches sédimentaires. La calcite est un minéral qui constitue les calcaires. Les radicaux (CO3)2- sont liés par des ions Ca2+ pour former une structure rhomboédrique typique de la calcite. Figure 54 : Les silicates 49 Figure 55 : les principaux groupes des minéraux 2. Les minéraux Les minéraux possèdent des propriétés physiques qui permettent de les distinguer entre eux. Couleur Éclat Densité Propriétés optiques Dureté La dureté d'un minéral correspond à sa résistance à se laisser rayer. Elle est variable d'un minéral à l'autre. Certains minéraux sont très durs, comme le diamant, d'autre plutôt tendres, comme le talc. Les minéralogistes ont une échelle relative de dureté qui utilise dix minéraux communs, classés du plus tendre au plus dur, de 1 à 10. Cette échelle a été construite par le minéralogiste autrichien Friedrich Mohs et se nomme par conséquent l'échelle de Mohs. Figure 56 : l’échelle de Mohs 50 III. Les roches Les roches de l’écorce terrestre sont classées en trois grandes familles distinctes : Les roches Magmatiques résultant de la solidification d’un magma. Deux types : volcanique (surface) et plutonique (profondeur). Les roches sédimentaires résultant de l’accumulation de particules en surface. Formation par diagenèse (compression) ou cimentation. 90% de la surface. 10% du volume. Les roches métamorphiques résultant de la transformation à l’état solide d’une roche préexistante. Formation par enfouissement, transformation et exhumation. Figure 56 : Cycle petrogénétique des roches 51 1. Les roches magmatiques a- Magma Magma = roche fondue provenant de la fusion partielle des roches de la croute inférieure ou du manteau. La plupart des magmas sont des mélanges Liquide + Solide + Gaz La pétrographie est l’étude descriptive des roches. La pétrologie est la science descriptive de ces roches, de leurs origines et de leur évolution. Les roches magmatiques sont des roches endogènes issues de la solidification et de la cristallisation d’un magma. Magma = c’est un mélange partiellement fondu renfermant trois phases : Phase solide Les cristaux Phase Liquide les matériaux en fusion Phase volatile Les gaz: H2O, CO2, CO, H2S, S, CH4.. : Les roches plutoniques ou intrusives. Lave = Magma émergé en surface de la terre : Les roches volcaniques ou extrusives. b- Nature du magma Les liquides magmatiques sont généralement silicatés : magmas silicatés représentent 98%. Certains liquides magmatiques sont riches en minéraux carbonatés: Calcite, donc moins siliceux : magmas carbonatés représentent 2%. c- Mode de gisement - Mise en place du magma en profondeur : Intrusions Les roches plutoniques. -Mise en place du magma en semi-profondeur : Filons Les roches filoniennes. Dikes (Dykes) : filons d’épaisseur et d’étendu variables qui coupent la stratification, Ils forment parfois des réseaux très denses. -Mise en place du magma en surface : Extrusions Les roches volcaniques ou effusives. Volcan: éruption en surface de la terre. Dômes Aiguilles Matériel éjecté par un Volcan : Coulée de lave: magma éjecté en surface par l’intermédiaire d’un volcan. Dépôts Pyroclastiques : accumulation du matériel volcanique en explosion. Cendres volcaniques: dépôts pyroclastiques très fins. Tuffs: dépôts fins des éruptions explosives, tellement chaudes que les particules se soudent entre elles. d- vitesse de refroidissement du magma Précisons que la vitesse de refroidissement du magma dicte la taille des cristaux qui seront visibles dans les roches magmatiques : plus le refroidissement est rapide, plus les cristaux sont petits, et 52 inversement. Quand Les cristaux sont visibles à l’œil nu on parle de texture grenue : roches plutoniques. Si les cristaux sont microscopiques visibles au microscope optique, on parle de microlites ou texture microlithique : roches volcaniques; la pâte qui les cimente est un verre, amorphe. Dans les roches magmatiques, les cristaux sont disposés de manière équante, c’est-à-dire au hasard. La texture d’une roche représente le type d’agencement des cristaux entre eux (La taille et l’arrangement). Elle est fonction du type de gisement c.à.d. la mise en place de la roche. Figure 57 : La texture en fonction de la profondeur Roches volcaniques: Basalte, Andésite, Rhyolite - Texture hyaline: 100% verre (Ex. cristal. Dans l’eau). - Texture microlitique. - Texture microlitique fluidale. - Texture vacuolaire: Magma chargé en gaz. Roches plutoniques: Gabbro, Diorite, Granite - Texture holocristalline: 100% cristallisée : Texture grenue. Roches filoniennes: Microdiorite, Microgranite, Pegmatite - Texture microgrenue. - Texture pegmatitique: cristallisation lente en présence d’eau. e- Composition minéralogique Les minéraux sont classés en trois types suivant leurs abondance dans les roches: Minéraux Principaux : Minéraux primaires (Silicates 99%) * Minéraux cardinaux: Quartz + Feldspaths + Feldspathoïdes * Minéraux essentiels: ferromagnésiens Olivine + Pyroxène + Amphibole + Micas Minéraux Accessoires : Minéraux généralement non-silicatés (1%) se trouvent en faible quantité dans les roches 53 Ex. Zircon, Sphène, Apatite, Mx Opaques Minéraux secondaires : Minéraux d’altérations des minéraux primaires. Ex. OlvSerpentine, AmpActinote, Biotite Chlorite… f- La composition chimique des roches magmatiques La composition chimique des roches magmatiques varie dans des limites assez étroites. Les données géochimiques montrent que O et Si sont largement dominants, suivis par Al, puis par Fe, Mg, Ca, Na, K, etc. La silice, SiO2, joue donc un rôle prédominant et l'on constate dans sa distribution deux maximums de fréquence, le principal pour 52,5 % et un autre pour 73 %. Cela correspond aux deux types de roches magmatiques ayant la plus large répartition, les basaltes et les granites, qui sont respectivement les plus représentatifs des roches volcaniques et plutoniques. Figure 58 : Composition chimique la croûte continentale 1- Éléments Majeurs Teneurs > 1000g/g (1%) - 8 éléments 98% : O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K - 4 éléments 0,8% : Ti, H, P, Mn La combinaison en oxydes: SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2, P2O5, MnO. 2- Éléments Traces Teneurs < 1000g/g - éléments Mineurs forment des minéraux isolés Ex. Zr, Ti, Cr, Ba 54 1,2% - éléments Dispersés ne sont jamais exprimés en minéraux. Ex. Rb, Ga, Hf - éléments rares très rares: substitution avec d’autres éléments dans les minéraux. Ex. Tb, Lu, I, Cd. Figure 59 : Contraste minéralogique 2. Classification des roches magmatiques La classification usuelle des roches magmatiques s'effectue en fonction des minéraux contenus (quartz, feldspaths alcalins et plagioclases). On les divise alors en trois séries dites effusives, filoniennes et intrusives. Ces dernières sont à leur tour découpées en fonction de leur teneur en SiO2 pour devenir : des roches ultrabasiques, lorsqu'elles possèdent moins de 45% de SiO2, des roches basiques, lorsqu'elles ont un rapport en SiO2 compris entre 45 et 52%, des roches intermédiaires, lorsque le rapport SiO2 est compris entre 52 et 66%, des roches acides, lorsque le rapport en SiO2 dépasse 66%. Acide (+SiO2) Roches Quartzofeldspathiques Roches feldspathiques Roches plutoniques Granite Syénite Diorite Gabbro Roches feldsapthiques et Syénite néphélinique feldspathoidiques Roches (- SiO2) feldspathoidiques Basique Roches Ultrabasiques Péridotite Roches volcaniques Rhyolite Trachyte Andésite Basalte Phonolite - - Classification des roches à feldspaths et feldspathoïdes La plupart des roches acides, intermédiaires et basiques contiennent plus de 10 % de minéraux blancs : feldspaths alcalins, plagioclases, quartz si elles sont excédentaires en silice. 55 C’est sur les proportions de ces minéraux qu’est fondée la classification internationale (classification de Streckeisen, fig. 60). On complète leur description par l’inventaire des autres minéraux (principalement micas, amphibole, pyroxènes ou olivines). Classification des mafites roches ultrabasiques : Mafites : « ma » pour Mg, « fi » pour Fe. Ce sont des roches très riches en ferromagnésiens (90 à 100 %). On utilise les proportions d’Ol (olivine), Cpx (clinopyroxène) et Opx (orthopyroxène). Figure 60 : Diagramme de Streckeisen 56 IV. Le métamorphisme et les roches métamorphiques Le métamorphisme est une adaptation minérale et structurale des roches pré-existentes lorsqu’elles sont soumises à des conditions de température et de pression différentes de celles qui ont régné au cours de leur genèse. Les roches métamorphiques résultent de la transformation dans la croûte terrestre, à l’état solide, d’une roche préexistante (magmatique = Orthométamorphique, sédimentaire = paramétamorphique, Métamorphique = polymétamorphique. Au cours du Métamorphisme : Les roches restent solides. Les minéraux deviennent instables. Certaines liaisons chimiques dans les minéraux se cassent et permettent la création de nouveaux minéraux stables dans les nouvelles conditions. 1. Les facteurs du Métamorphisme Les transformations minéralogiques et structurales qui marquent les différentes étapes du métamorphisme sont conditionnées par : Changement de la Température (T°) Changement de la Pression (P) La Pression La pression représente l’ensemble des forces qui s’exercent sur la roche. Trois types de pression: Pression lithostatique. Pression fluide. Pression tectonique (l’orogenèse : formation des chaînes de montagnes). 2. Les Types de Métamorphisme Il y’a différents types de métamorphisme en fonction des gradients de la pression, la température et la durée. - Le métamorphisme de contact est celui qui se produit dans la roche encaissante au contact d'intrusifs. Lorsque le magma encore très chaud est introduit dans une séquence de roches froides, il y a transfert de chaleur (les flèches) et cuisson de la roche encaissante aux bordures. (Contact entre pluton et roches encaissantes, augmentation de la température mais pas de la pression). 57 Les minéraux de cette roche sont transformés par la chaleur et on obtient une roche métamorphique. Ainsi, les roches dans lesquelles s'est introduit le magma ont été transformés, tout autour de la masse intrusive, en une roche dure et cassante qu'on nomme une cornéenne. On appelle cette bordure transformée, une auréole métamorphique. Sa largeur sera fonction de la dimension de la masse intrusive, de quelques millimètres à plusieurs centaines de mètres, allant même à quelques kilomètres dans le cas des très grands intrusifs. - Le métamorphisme régional est celui qui affecte de grandes régions. On l’appelle aussi Métamorphisme général ou Dynamo-thermique. Il se produit sur de vastes étendus au cours de la formation d’une chaîne de montagne : orogenèse. Il se produit dans les zones de convergence des plaques ou les roches sont compressées lors de l’enfouissement en profondeur. Il fait intervenir un fort gradient de pression et de température sur une très longue période. Il est responsable de la schistosité et la foliation dans les roches. Le métamorphisme régional produit trois grandes transformations: une déformation souvent très poussée de la roche, le développement de minéraux dits métamorphiques et le développement de la foliation métamorphique. Dans ce dernier cas, les cristaux ou les particules d'une roche ignée ou sédimentaire seront aplatis, étirés par la pression sous des températures élevées et viendront s'aligner dans des plans de foliations; c'est la foliation métamorphique caractéristique de ce type de métamorphisme. Figure 60 : Diagramme pression température des domaines du métamorphisme et les trois grands types de métamorphisme progressifs Il existe trois grands domaines pression-température (P,T), se retrouvant aussi spatialement sur le terrain, pouvant être observés, de l’intensité la plus faible à la plus forte du métamorphisme : épizone, mésozone, catazone. La limite inférieure de l’épizone est le domaine de la diagénèse (consolidation des sédiments pour donner des roches sédimentaires), la limite supérieure de la catazone est la zone d’anatexie, ou se manifeste la fusion partielle amenant au magmatisme (fig. 60). Il existe trois grands types de métamorphisme progressif, correspondant à des contextes géodynamiques particuliers : 58 - Basse Pression – Haute Température (BPHT) : exp : métamorphisme de contact. – Moyenne Pression – Moyenne Température (MPMT) : exp : dans les épaississements crustaux. – Haute Pression – Basse Température (HPBT) : exp : zones de subduction. Les faciès métamorphiques : Un faciès métamorphique regroupe les paragénèses minérales caractéristiques d'un domaine pressiontempérature déterminé. Les principaux faciès métamorphiques sont présentés dans la figure ci-dessous. Les droites de stabilité des alumino-silicates sont représentées; les trois droites se recoupent approximativement à 600°C et 5 kbar. Les gradients métamorphiques : On appelle gradient l'augmentation de température en fonction de la profondeur (ou de la pression) : gradient = (température en profondeur - température de surface)/profondeur On distingue trois types de gradients dans la croûte : Le gradient Franciscain (F) : il est de basse température pour des fortes pressions. Il traverse souvent les faciès schistes bleus et éclogites. Il est souvent rencontré dans les zones de subductions ou les chaînes de collision (<20°C/km). 59 Le gradient Dalradien (D) : c'est le gradient "normal" (30-35°C/km). Le gradient Abukuma (A) : il est de relativement haute température pour des pressions basses. Il caractérise des zones où existe une forte source de chaleur, comme les rides médio-océaniques par exemple (50-55°C/km). Figure 61 : Les principaux types de gradients progrades du métamorphisme régional (Miyashiro, 1961) CHAPITRE 4 : CRISTALLISATION FRACTIONNEE ET FUSION PARTIELLE Au cours du refroidissement progressif du magma, la cristallisation des des minéraux suit un ordre bien défini : ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre assemblages définissent quatre grands types de roches ignées. Figure 62 : Ordre de cristallisation des minéraux Les premiers minéraux à cristalliser seront évidemment les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et amphiboles ensuite. Ces cristaux vont se former dans le magma et vont sédimenter 60 vers la base de la chambre magmatique pour former une roche riche en olivine, pyroxène et amphibole, une roche ignée mafique, un gabbro par exemple. Figure 63 : Exemple de cristallisation d'un magma qui se refroidit dans une chambre magmatique Le liquide résiduel (restant) sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une composition intermédiaire. Figure 64 : Mise en place de roche intermédiaire Si ce magma est introduit dans une chambre secondaire et qu'il poursuit son refroidissement, les premiers minéraux à cristalliser seront les amphiboles, les biotites, le quartz et certains feldspaths plagioclases, ce qui produira une roche ignée intermédiaire, une diorite par exemple (roche ignée "B"). II- la fusion partielle • La fusion partielle est l'inverse du processus de cristallisation fractionnée. Si on augmente progressivement la température d'un matériel solide composé d'un assemblage de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. 61 • comme dans le cas du refroidissement d'un magma où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont chauffés. • A une pression donnée, le point où un minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa température de fusion. • Les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température : le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la muscovite. • La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un mélange de solide et de liquide. • Si ce liquide est extrait du mélange et remobilisé (introduit le long de fractures ou dans une autre chambre par exemple), ce magma felsique formera, en cristallisant, des rhyolites ou des granites. • Au cours de l'augmentation de la température, il se produit une séparation en deux phases, une phase liquide et une phase solide, soit des cristaux solides qui baignent dans un liquide. • la composition des phases solides et liquides change avec l'évolution thermique. • Le liquide peut être extrait et remobilisé par des processus naturels (le long de fractures ou dans une autre chambre par exemple) à n'importe quel stade de l'évolution thermique, ce qui fait qu'on obtient des magmas de composition variées. Chapitre IV : DATATIONS RADIOMETRIQUES les méthodes de datation relatives, principalement par les fossiles, n'ont pas permis d'obtenir une idée du temps géologique réel. la datation radiométrique, utilise certains éléments chimiques qui ont la propriété de se désintégrer radioactivement. En calculant le temps qu'a mis une certaine portion d'un élément contenu dans un minéral à se désintégrer, on obtient l'âge de formation de ce minéral. I- La radioactivité 62 Figure 65 : L’atome Masse atomique = noyau = nombre de protons (+) + nombre de neutrons (±) Numéro atomique = nombre de protons (+) La radioactivité est due à l'instabilité du noyau qui se désintègre par émission d'énergie, principalement sous deux formes : Particule α = 2 protons (+) + 2 neutrons (±) Particule β= 1 électron (-) Exemple : Désintégration de l'uranium 238 (238U) en plomb 206 (206Pb) Figure 66 : Etapes de désintégration de l’uranium Comme on connaît bien les constantes de désintégration pour les diverses réactions qu'on utilise couramment, on est capable de calculer le temps de désintégration pour une valeur donnée du rapport R sur P, à l'aide de ces constantes. 63 Exemple pratique : Soit un minéral « Zircon »(ZrSiO4). Dans ce minéral, une certaine quantité du zirconium peut être remplacée par l'uranium, ce qui rend le minéral utile pour les datations (Ur, Zr) SiO4. L'uranium va commencer, à un moment donné, à se désintégrer radioactivement. En déterminant le rapport plomb sur uranium (rejeton/parent) par analyse en spectrométrie de masse dans un zircon donné, lequel zircon se trouve par exemple dans un granite, on peut calculer depuis combien de temps se fait la désintégration ou, en d'autres termes, depuis combien de temps a cristallisé le zircon (l'âge de formation du granite). Exemples de désintégrations couramment utilisées II- Carbone-14 Le Carbone 14 est en effet une méthode très utile pour la datation de certains matériaux géologiques, et particulièrement de matériaux archéologiques. La méthode utilise la réaction de désintégration du carbone-14 en azote-14 64 Figure 67 : Cycle du carbone Figure 68 : Désintégration du carbone en fonction du temps l'âge que l'on obtient avec la méthode du 14C c'est l'âge de la mort de l'organisme (du bois, des coquillages, de la tourbe, des tissus de lin, cotton, laine, etc...). la proportion 14C / 12C a changé avec le temps géologique d’où correction cette méthode ne s'applique qu'aux matériaux qui ont déjà été vivants, comme du bois, des coquilles, du lin, etc Avec le 14C, la demi-vie est de 5730 ans Le 14C une méthode très utile en archéologie et en histoire La méthode est aussi utilisée en géologie des dépôts superficiels qui souvent sont plus jeunes que la limite de 75 000 ans 65
