B. Les plaques tectoniques - Cercle de Géographie et de Géologie

CHAPITRE I :
Le rôle de la tectonique des plaques
A. 1. Les différentes types de reliefs
- de profondes fosses océaniques, en bordure d’une chaîne de montagne ou d’un
arc insulaire.
- Des chaînes de montagnes
- Des plaines et des plateaux
- Une plate-forme continentale ( -> 200m de profondeur)
- Un talus continental relie pl-forme conti aux fonds océaniques
- De grands bassins océaniques
2. HISTOIR DE LA THEORIE TECTONIQUE
AVANT - les continents ne pouvaient se déplacer que par mvts verticaux
- SUESS a imaginé l’existence du GONDWANA, qui aurait regroupé
l’hémisphère sud
APRES - TAYLOR et WEGENER proposent une migration des continents.
ARGUMENTS paléoclimatique : traces de glace permo-carbonifère (280.106 a) dans
l’hémisphère sud  sens d’écoulement de la glace : glace provient des bassins des océans
indiens et pacifique  continents de l’hémisphère sud = gondwana.
Paléontologique : fossiles de plantes et animaux en A du Sud et Afrique, besoin
d’eau douce  Pangée : tous les continents étaient regroupés au Trias.
Géologique : les roches ainsi que leurs âges sont similaires en A du Sud et en
Afrique : les côtes guinéennes et du Brésil s’assemblent parfaitement.
Géodésique : les USA s’éloigne de l’Europe de 2.5 cm/an
Structuraux : failles de mêmes ensembles lithologiques de part et d’autre de
l’Atlantique.
Théorie de WEGENER : migration des continents.
Continents rigides (SIAL) se seraient détachés e la Pangée en flottant sur un substrat visqueux
(SIMA) = fond des océans. Selon lui, rupture de la Pangée  force axifuge due à la rotation
de la terre  impossible.
B. Les plaques tectoniques
La terre est constituée de plaques qui s’emboîtent les unes dans les autres.
Plaques rigides = lithosphériques (70 à 200 km d’épaisseur), constituées par la croûte terrestre
et une partie du manteau. La limite entre ces 2 ensembles est d’origine chimique =
discontinuité de MOHO. Elles se déplacent sur l’asthénosphère, plus plastique. La limite
entre les 2 plaques est définie par la propagation des ondes sismiques  diminution de
vitesse des ondes S due à la fusion partielle du matériau sous ce niveau.
 différence croûte/manteau = chimique
différence lithosphère/asthéno = physique ( fusion à 70km due à la t°)
C. expansion des fonds océaniques
- Une dorsale = zone où se crée la lithosphère, très large, très profonde ( 60 000
km de long) pour l’Atlantique). Elle est composée d’un rift central ( vallée limitée par
des failles) et entourée de volcans (tremblements peu profonds). La profondeur de
l’océan augmente depuis les dorsales -> bassins océaniques ( 6000m pour
l’Atlantique).
- L’expansion des océans : vastes mvts de convection entraînant la lithosphère comme
un tapis roulant des dorsales ( fusion partielle) -> jusqu’à lieu de disparition. Les
basaltes (de + en + vieux à mesure qu’on s’éloigne de la dorsale) de roches qui
constituent la litho proviennent de cette fusion tandis que résidu solide constitué de
péridotites forme l’asthéno  différence chimique. La plaque litho s’épaissi par
refroidissement, provoquant une augmentation de sa densité.
- Nouvel océan : fissuration du continent en 2 plaques séparées par litho océanique qui
s’y infiltre.
Preuves
1) anomalies magnétiques des fonds des océans
Résultent de l’inversion du champs magnétique terrestre. Les roches en surface (laves
magnétisées) qui se refroidissent enregistrent le chps magn. Terrestre dans lequel elles se
trouvent.
Champs magnétique n’est pas constant : pôle magnétique / pôle géographique.
Inversion : nord géographique = sud magnétique
Comment savoir ? magnétomètre, radioactivité.
Variation de chps magn -> qd magnétomètre passe sur roches de même direction du champs
qu’aujourd’hui : intensité >>.
Roches magnétisées inversement : intensité <<
Chaque rift est bordé symétriquement de paires de raies dont la magnétisation est la même 
expansion des océan mesurée par échelle de temps magnétique.
2) études sédimentologique des fonds des océans, par sondage montrent que l’âge des
sédiments = l’âges des éléments basaltiques.
sédimentation = descente des particules dans l’océan.
D. La subduction
Age de la terre = 4,6.109 a
Fonds océaniques = 180 .106 a
La terre ne change pas de volume donc asthéno doit être détruite  étude des tremblements
de terre.
- localisation des foyers sur certaines lignes
- secousses :
 2 blocs sont sollicités par force en sens inverse -> déformations, plissements
élastiques.
 les roches se cassent ; frottements entre les 2 parties -> tremblements.
- tremblements peu profonds : flux de chaleur >>, activité volcanique basaltique.
Localisés sur les dorsales et le long des failles (San Andreas), près des chaînes de
montagnes ( collision au Tibet)
-
-
tremblements intermédiaires : zone de compression  subduction : plongement de
plaque océanique sus plaque continentale (lorsqu’il y a plongement, il y a fosses
océaniques) Les plaques + vieilles, + froides et + denses plongent + vite
Zone séismiques larges, diffuses et associées à des chaînes de montagnes ->
phénomène de compression, collision des plaques peu profondes mais violente. Les
plaques continentales entre en collision, produisant l’arrêt de la subduction, la
rapprochement, chevauchement et épaississement de la croûte continentale et donc
formation d’une chaîne de montagne.
1) les effets de la subduction
 formation d’un arc insulaire si le pendage est fort, les roches vieilles et la
plaque continentale stationnaire. Un arc insulaire comprend :
- une fosse océanique large et profonde
- un arc sédimentaire externe qui rassemble les sédiments transportés par la plaque
plongeant + prisme d’accrétion.
- Un bassin frontal où s’accumulent les sédiments.
- Un arc volcanique avec laves andésitiques (laves enrichies en silice et appauvries en
fer par rapport au basalte)
- Un bassin marginal, situé en arrière de l’arc (ex : le Japon)
 une cordillère (Andes) se compose d’ouest en est :
- une chaîne occidentale ( 5000m) avec roches intrusives et volcaniques.
- Un haut plateau ( 4000m) avec des dépôts continentaux provenant de l’érosion des 2
cordillères)
- Une cordillère orientale ( 5000m) avec failles et plissures.
- Ex : Mt St Hellens : déplacement du volcanisme et nombres d’éruptions moindres car
refroidissement des roches du manteau.
E. Collision de continents
La collision de 2 continents se marque par de grands chevauchements et nappes de charriage,
entraînant un épaississement de la croûte. Le maintien de ‘équilibre isostatique implique
l’apparition de reliefs importants (orogenèse consécutive à la tectogenèse)
Suture entre 2 plaques : présence de complexes ophiolitiques : morceaux de la plaque litho
océanique constituée de roches basaltiques comprenant : des sédiments / des laves basaltiques
/ des périotites.
Ex 1 : collision entre l’Inde et l’Eurasie ( 45.106 a) avec failles inverses et décrochements
sénestres de la Chine et de la Mongolie.
Ex 2 : collision entre l’Europe et l’Afrique (formation des Alpes)
Ex 3 : collision entre l’Arabie et l’Asie : mvt de l’Arabie + rapide que celui de plaque
africaine -> décrochement par la mer rouge et expulsion de la Turquie à l’ouest et de l’Iran à
l’est.
F. géosynclinaux et tectoniques des plaques
Avant modèle de l’orogenèse : modèle du géosynclinal.
Géosynclinal : forme allongée de subidence dans laquelle une importante sédimentation s’est
effectuée.
Eugéosynclinal : bassin de sédimentation (sur croûte océanique) située au pied du talus
continental, composé de dépôts de sédiments en eaux profondes, plissées et métamorphisées,
traversées d’intrusions granitiques et d’ophiolites  formation de Flyschs.
Miogéosynclinal : zone de sédimentation subsidente(sur croûte continental) couvrant plateforme continental et constituée de sédiments mis en place dans les eaux peu profondes.
Flyschs : dépôts de sédiments en eaux profondes, constitué de grès et de schiste et
d’ophiolites.
Zone de subduction peut se former là où existe un géosynclinal. Les sédiments vont être
coincés entre les 2 plaques, ce qui va entraîner un soulèvement (ophiolites + granites).
Ex : formation des Appalaches où des sédiments résultent de la fermeture d’un océan au
Primaire et de l’enfoncement de la plaque océanique actuelle  sédiments.
G. les points chauds
Zones volcaniques fixes se présentant non pas à la limite d’une plaque (comme la subduction)
mais sur une plaque.
Rôles importants :
- maintenir l’asthéno à une t° élevée
- nous informer sur le sens du déplacement des plaques tectoniques
- désintégration des continents et ouvertures des océans (Atlantique avec le Great
Meteor Seamounths au sud des Açores)
Ex : Hawaï ( îles se déplacent NO, les + récentes SE), Canaries, Açores, Tahiti,etc.
CHAPITRE II :
Géomorph’ des grands ensembles structuraux
A. Principaux types
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bouclier : zones d’affleurement (roches visibles en surface) des roches
précambriennes métamorphisées (intrusives). Les roches s’y disposent de manière
concentrique autour ‘un ancien cœur. Par après, les boucliers -> synclinaux ->
plissements ( Ex : bouclier de Scandinavie, nord-est USA)
socle : boucler tronqué par une surface d ‘érosion et enfoui sous une couverture
sédimentaire.
Carton : ensemble de boucliers – plate-forme sur socle précambrien.
Plate-forme : zones de roches sédimentaires disposées en couches horizontales,
légèrement inclinées et couvrant un socle.
Chaîne plissée : composée de roches sédimentaires, formée à la limite de plaques
tectoniques (ex : Appalaches) Elles ont provoquées une augmentation de la superficie
des continents. Les chaînes sont tronquées par une surface d’érosion et soulevées, ce
qui donne naissance à un massif ancien.
Massif ancien : situés dans l’hémisphère nord (Bretagne, Wales, …) Naît d’une chaîne
plissée qui sera érodée et rajeunie.
2 types de massifs : - massif ancien métamorphisé, constitué de roches
intrusives, roches rigides et érosion -> failles (ex : le
Massif central)
- massif ancien sédimentaire : constitué de dépôts
d’eugéosynclinaux -> pas d’érosion, plasticité des roches
-> pas de failles.
batholites : roches intrusives de forme ovale, qui s’évase en profondeur (milliers de
km2), constituées de granite et localisées dans les boucliers et chaînes de montagne.
Les batholites se prolongent par des dykes, laccolithes et sills en surface (passage de
roches intrusives à extrusives)
roches sédimentaires : se présentent sous forme de couches plissées, horizontales,
inclinées, plissées, faillées ou charriées. Elles se forment par
 lapidification de sédiments ou précipitation de ciment dans les pores
(grès), soit par compaction (argile en schiste) + recristallisation =
roches sédimentaires cohérentes.
 Roches meubles  solifuxion.
solifluxion : argile subit un transport en masse alors que le sable est déplacé de grains
en grains.
B. bassin sédimentaire
-
bassin sédimentaire : cuvette formée par subsidence ( = tendance à l’affaissement +
soulèvement) de la zone centrale et soulèvements des zones périphériques, les
pourtours sont soumis à l’érosion. Les couches les+ jeunes sont situées au centre. Il
existe 3 types de structures résultant de la constitution de bassins sédimentaires :
 structure horizontale : exondation totale du bassin (parti centrale),
apparition d’un plateau structural (couche résistante dominante (ex :
Massy-Orly)


structure monoclinale concordante inclinée : relief en forme de cuesta,
inclinaison de 1 à 5% des couches et vallée en auge ( U )
structure discordante : extrémité du bassin, les couches inférieures
entrent en contact avec le soubassement.
Conditions nécessaires à la formation des reliefs :
- si couches tendres : formation de basses collines séparées par un chevelu de rivières.
- Si couches dures : aucun étagement de surface.
- Superposition de ces couches (binôme de couches)  dégagement de formes
structurales par érosion différentielle.
-
plateau structural : surface topographique correspondant au plan stratigraphique d’une
couche résistant (ex : Massy-Orly avec déblaiement par érosion de la meulière de
Beauce)
-
auge : vallées qui entaillent un plateau structural, vallées en U.
cuesta : éléments structuraux présents autour du centre du bassin sédimentaire qui font
apparaître des reliefs dissymétriques, dégagé par réseau hydrographique. Pour une
cuesta, il faut
 une légère inclinaison des couches
 une alternance des couches dures et tendres.
front de cuesta : interruption de la couche résistante par l’érosion dont la pente est
opposée au pendage. Le front comprend la corniche (pente forte) et le talus (pente
douce)
regard de cuesta : tourné vers l’extérieur du bassin sédimentaire.
Revers de cuesta : dos de la couche inclinée (plateau uniforme).
Dépression subséquente : dissymétrique, limitée par le versant du front, elle présente
une pente douce du côté opposé, développée dans les couches tendres -> dépression ;
et plus haut dans les couches dures, débarrassées de couches tendres.
Buttes-témoin : sommets dont l’altitude est supérieure à la cuesta et dont le front de la
côte est érodé de façon irrégulière (altitude + élevée due au pendage)
-
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-
Réseau hydrographique :
- cours d’eau conséquent : s’écoule dans le sens du pendage (débit important)
- subséquent : perpendiculaire à !une rivière conséquente et à la cuesta.
- Reséquente : sur le revers, dans le sens du pendage.
- Obséquente : sur le talus, sens opposé au pendage.
-
-
-
percées conséquentes : front de cuesta traversé par des rivières conséquentes
(principalement des sites de ville + forteresses). 2 aspects différents : près du front,
large vallée dans les roches tendres / en aval, vallée étroite et encaissée dans la couche
résistante.
fausses percées conséquentes par recule de source
reculées obséquentes par les rivières obséquentes. Présentent une forme d’entonoir.
Vallées surimposées : vallées de direction indépendantes de la disposition des couches
(ex : la Meuse), rivière qui s’est enfoncée sur place, sans être influencée par la
structure.
Côte dédoublée : cours d’eau qui s’écoule sur le revers de la cuesta et qui peut s’y
enfoncer et atteindre les couches tendres -> formation d’un versnt proche du front de
la cuesta, même binôme de couche.
Facteurs lithologiques influençant le profil et tracé de la cuesta :
- couche résistante épaisse et couche tendre mince. (ex : côte d’Argonne)
- couche tendre épaisse et couche résistante mince, relief très indenté.
- Contraste faible de résistance, tracé indenté (ex : côte de Champagne)
Facteurs structuraux :
- le profil : pendage faible : dénivellation >>
- le tracé : pendage faible : côtes très découpées, butes-témoins, longues percées
conséquentes. Pendage fort : côte peu indentée, massive.
-
Flexure : secteurs de pendage faible séparés par des zones où ce dernier est + fort, la
côte tend à s’aligner sur la flexure et présente un tracé rectiligne.
Paliers tectoniques :encadrement de la flexure.
Graben : découpage irrégulier en promontoire (creux) = bassin d’effondrement.
Trottoir : origine des côtes doubles, présente 2 pentes concaves séparées par un replat.
Ondulations à axe parallèle au pendage général : anomalies -> inversion de relief
puisque que normalement, le front tend toujours à être perpendiculaire au pendage
local.
Remarque : bassin sédimentaire sur socle précambrien.
C. relief en structure faillée
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-
-
fracture : cassure tectonique sans dénivellation tectonique.
Faille : cassure tectonique avec dénivellation tectonique.
Flexure : pliage et étirement des couches (transition entre faille et pli)
Plan de faille : plan le long duquel s’est fiat le glissement des 2 blocs (ayant une
certaine épaisseur)
Ligne de faille : intersection du plan de faille par la surface topographique.
Miroir de faille : partie du plan de faille exposée à l’air et polie par le glissement.
Certains miroirs peuvent être attaqués par les rivières et peuvent former des facettes
trapézoïdales ou triangulaires.
Regard d’une faille : dirigée vers le côté où est situé le bloc abaissé.
Rejet : mesure de déplacement relatif de 2 blocs ( mesure la distance entre 2 points)
Décrochement : faille avec déplacement dans le sens horizontal. Si dans le sens des
aiguilles d’une montre : dextre / sens inverse : sénestre.
Faille normale : toit est affaissée par rapport au mur. Cette faille résulte de tensions
dans la croûte terrestre, provoquant un allongement de la faille. On en rencontre dans
les rifts.
Faille inverse : mur est affaissé par rapport au toit. Cette faille résulte d’une
compression, conséquence de la friction du matériel lors de glissement. Le
soulèvement d’un géosynclinal peut déclencher un glissement.
Faille conforme : regard tourné vers l’aval du pendage.
Faille contraire : regard tourné du côté amont du pendage.
Horst : bloc soulevé par des failles (ex : Forez)
Bloc monoclinal ou isoclinal : bloc basculé limité d’un côté par une faille.
Escarpement de faille : si la faille n’est pas marquée par des dépôts, son miroir est
attaqué par des rivières, c’est un alignement de facettes trapézoïdales ou triangulaires
très nettes en climat aride. Les cours d’eau découpent l’abrupt et le font reculer.
L’escarpement va être nivelé et rajeuni (reprise d’érosion)


Si les roches ont des résistances semblables de part et d’autres de la
ligne de faille, pas de nouvel abrupt MAIS une rivière qui s’y établi 
vallée de ligne de faille.
Si les roches ont des résistance différente  escarpement de faille : lié
à l’érosion différentielle qui peut donner :
 Abrupt direct ou pénéstructural qui résiste à l’érosion, grande
dénivellation (ex : ouest des USA)
 Abrupt atténué qui se trouve le long des fosses tectoniques,
grand rejet et grande résistance du matériel (ex : Vosges)
 Abrupt hérité de faille : comme les cuestas, les roches tendres
affleurent au pied des abrupts sont surmontées par des couches
résistantes, c’est le stade d’évolution qui précède le nivellement.
D. relief en structure plissée
Caractéristiques d’un pli :
- charnière : partie où les couches présentent une courbure max et où le sens du
pendage change.
- Flanc : surface ondulée qui raccordent une charnière anticlinale à une charnière
synclinale.
- Plan axial : bissecteur de l’angle formé par les 2 flancs.
- Élévation structurale : élévation (hauteur) du pli. Les plis peuvent comporter des
ensellements et des culminations.
Classification des plis d’après l’inclinaison : plis droit, oblique ou déjeté, déversé, retourné,
couché (on distingue alors le flanc normal et le flanc inverse)
D’après l’écart angulaire de leurs flancs : plis lâche, serré, isoclinal,
en éventail, coffré, dysharmonique ( couches ne sont plus parallèles)
D’après les variations d’épaisseur des flancs : pli laminé, pli-faille,
pli chevauchant.
- nappe de charriage : ampleur de la poussée important, les terrains déplacés
(allochtones) reposent sur des terrains restés en place (autochtones). Il s’agit d’un pli
ayant subi une grande poussée sur une distance importante (dizaine de km). Une nappe
comprend une racine ; là où les couches autochtones font naître la poussée, un corps qui
est l’ensemble du matériel charrié au dessus d’un soubassement et un front qui est
l’extrémité de la nappe et qui comprend une forte accumulation de couches (lames de
charriage)
D’après la longueur des plis : anticlinaux, brachyanticlinaux, dômes,
cuvettes  3 facteurs influencent la forme des plis :
 la plasticité des couches (ex : structure dysharmonique)
 l’intensité de la poussée
 la présence de socles résistants (ex : si la poussée vient buter sur
un socle résistant, les plis seront serrés)
-
fenêtre de nappe : le corps de la nappe de charriage est démantelé par l’érosion ->
superposition de couches.
klippes : témoins, mise en évidence par l’érosion de morceaux du corps de la nappe de
charriage.
-
-
Diapairs : dômes de roches salifères très plastiques qui, sous l’influence d’une forte
poussée, s’insinuent entre les fissures (poussée tectonique)
Dômes de sel : origine différente (pas de poussée tectonique) mais juste une différence
de densité : le sel plus léger que les roches peut migrer vers le haut si les couches ne
sont pas trop résistantes (apparaissent dans zones à structure horizontale)
Pli de fond : traduit les accidents du socle, forte élévation structurale et continuité (ex :
Vaucluse)
Pli de couverture : socle peut résister aux poussées latérales mais la couverture
sédimentaire pas.
Formes de la structure plissée :
1) le relief conforme :
mont = anticlinal
val = synclinal
ruz = petits ruisseaux qui descendent sur flancs du mont.
2) combes et crêts :
combe : dépression creusée dans la voûte de l’anticlinal, elle est dominée par 2 crêts.
- combes à partir de ruz : jurassiennes. les ruz atteignent les roches tendres sousjacentes, les versants s’évasent, par affouillement. Les ruz atteignent l’anticlinal,
présence de chevrons à la forme triangulaires (point tourné vers l’axe de l’anticlinal)
conditions favorables :
 forte élévation de l’anticlinal -> ruissellement important.
 Couche supérieure dure, peu épaisse
 Un matériel tendre au cœur de l’anticlinal.
-
combes à partir de cluses : anticlinal attaqué à la base et non au sommet
 cluse : vallée transversale tranchant un anticlinal
conditions favorables :
 forte élévation structurale
 roches tendres au cœur.
 combes atteignant couche sous-jacente, bosse centrale entourée de 2 combes monoclinales.
 combe anticlinale : point de vue structural
 combe dérivée de cluse/de ruz : point de vue de genèse (formation)
3) relief inversé :
- synclinal perché : le creusement d’une combe se trouve à une altitude inférieure à
celles des synclinaux voisins.
Conditions favorables :
 forte élévation structurale
 couche tendre sous la couche dure
 axe relativement haut.
- rivières longitudinales : suivent la direction du pli.
- « transversales : perpendiculaires aux axes, // au pendage.
- « cataclinales : coulent dans le sens du pendage.
- « anaclinales : coulent dans le sens opposé au pendage
- goulets : vallée d’une cluse qui se rétrécit, 2 rétrécissements forment les 2 goulets
(roches dures)
-
antécédence : les cours d’eau s’établissent avant un soulèvement tectonique (ex : les
cluses du Vercors)
surimposition : le cours d’eau s’établit sur une surface d’érosion et s’y enfonce (ex : la
Meuse en Ardennes)
épigénie : on ne sait différencier l’antécédent de la surimposition -> inadaptation à la
structure.
Principaux types de reliefs en structure plissée : préalpin, appalachien et jurassien
- jurassien : faible élévation structurale -> monts et vals, couches dures et tendres sont
minces (couche tendre sous-jacente + épaisse) -> attaque de la voûte par les ruz.
- Préalpin : forte élévation structurale -> synclinaux perchés, couches dures et tendres
épaisses -> les ruz ne percent pas MAIS présence de combes dérivées de cluses.
- Appalachien : érosion différentielle, relief de surimposition, sommet aplanis, peu haut.
Conditions :
 relief dans boucliers et massifs anciens.
 Matériel hétérogène.
 Mouvement tectonique nécessaire pour reprise d’érosion.
Caractéristiques :
 alignement de hauteurs et de dépressions lié au plissement
 sommets aplanis d’altitude forts proches
 cours d’eau de direction qqconque.
4) relief dérivé de structures de transition (intermédiaire) : structure à pendage
faible : structure faillée à l’état pur et structure plissée.
- structure ondulée : pendage et pente faibles, les combes sont appelées boutonnières,
elles sont bordées non pas par des crêts mais par des cuesta.
Monts = croupes anticlinales.
E. boucliers et massif anciens
-
-
boucliers : portions soulevées de socle, les reliefs les + marqués sont sur le rebord des
continents (ex : Afrique et Australie) Zones stables ayant l’aspect de hautes plaines ou
plateau étagés. Affleurement de roches métamorphique et intrusives -> déterminent
une zone élevée (dôme) ou un creux (cuvette d’érosion).
Batholite : roches métamorphiques qui déterminent une zone élevée ou un creux.
Massifs anciens : (hémisphère Nord, Bretagne, Ecosse) caractérisés par l’entaille du
réseau hydrographique qui laisse subsister de vastes portions de surface d’érosion (ex :
Ardennes et hautes-Fagnes)
 massif ancien métamorphisé : affleurement de roches métamorphiques
et intrusives (même type d’érosions que boucliers)
 massif ancien sédimentaires : pas de relief appalachien -> dépôts
d’eugéosynclinaux -> faciès monotones et plissement complexe.
-> dépôts de miogéosynclinaux : faciès favorables à l’érosion -> relief
appalachien.
Contact massif ancien – bassin sédimentaire :
o par faille
o par plan incliné
o par dépression périphérique
o par glacis (MA imperméable)
F. les volcans
1) les éruptions volcaniques :
- péridotites : résidus de la fusion du manteau
- chambre magmatique : réservoir où le magma est stocké à densité d’équilibre, peut
atteindre 2 à 7 km et contenir 1500km3. sa mise sous pression déclenche une éruption.
- Ponces : roches poreuses et claires car fort siliceuses. Les coulées pyroclastiques
transportent des ponces et forment un dépôt clair appelé ignimbrite.
- Magma : mélange silicieux gazeux se trouvant dans le volcan, constitué de 80% d’eau,
10% de CO2 et quelques % de HCL et SO2.
Types d’éruptions volcaniques :
 le type hawaiien : émission de basaltes peu visqueux, peu explosif,
naissance de coulées de lave rouges.
 le type strombolien : basaltes relativement visqueux, lié à la montée
très lente de magma
 le type pyroclastique : si la densité de la colonne éruptive >>, trop
visqueux, elle s’affaisse. Mélange de gaz et de ponces qui réduisent
viscosité lors de coulées.
- nuées ardentes : coulées pyroclastiques avec nuage cendreux (ex : St pierre de la
Martinique en 1902 avec le Mont pelé : 28000 morts)
La viscosité du magma dépend :
 magma fluide : matériel pauvre en silicium
magma en réseau : matériel pas suffisamment neutralisé par ions fe,
Mg,etc.
 t°
 viscosité diminue lorsque de l’eau y est dissoute.
Aspect des émissions de laves : topographie dépend de la viscosité, de la quantité du magma,
de la nature du lieu d’émission et de la vitesse de dénudation.
- trapps : empilements de coulées successives qui peuvent atteindre de très grandes
épaisseurs (3000m) (ex : trapps du Dekkan en inde)
- volcans-boucliers : accumulation de lave basaltique très fluide entraînant l’édifice de
cônes à cratère rempli de lave (éruption de type hawaiienne)
strucures :
- orgues basaltiques : fissures perpendiculaires dans les surfaces de refroidissement de
la lave épanchée.
Aspect des coulées à l’air libre :
- Pahohoé : consolidation de laves peu visqueuses. Les coulées peuvent rester liquides
en profondeur et peuvent former des tunnels sous-basaltiques (ex : Hawaii, 10m de
diamètre sur 10 km)
- Aa : coulées visqueuses entraînant une solidification et une fragmentation de la
croûte ; à l’extrémité de la coulée, des morceaux se détachent. (ex : Cheyres en
Auvergne)
Aspect des coulées sous l’eau :
- pillow lavas : coulées de lave sous-marines, lave en coussinets de 4m de diamètre à
structure radiaire et croûte vitreuse.
- Coulées hyaloclastites : coulées sous-marines se désintégrant avec la force de l’eau (//
pillow lavas)
- Dôme : lave visqueuse qui s’accumule dans la bouche éruptive et forme des dômes.
- Aiguille : les dômes sont hérissés d’aiguilles (ex : le Mt pelé)
Matériaux projetés par les volcans :
- éruption phréatique : le magma réchauffe l’eau des roches et la vaporise, provoquant
des explosions, d’où formation de pseudo-cratères.
- Éruptions hydromagmatiques : éruption qui a lieu sous l’eau et qui donne naissance à
des maars.
- Maars : cratères circulaires entourés de débris (ex : Eifel en Allemagne)
- Effet de ramonage : matériaux se trouvant dans la cheminée et qui ont été propulsés
(ex : calcaire)
- Les cônes de scories : dépôts de scories = matériaux projetés lors d’une éruption
(bombes, lapillis, cendres). L’instabilité provoque des glissements ( 30° pente) situé
près du cratère et composé de couches successives de fragments. Par taille : bombes et
lapillis -> scories -> ponces.
- Lapillis : cimentés, isl constituent lestufs (Ex : la Cappadoce)
- Les cendres : consolidées, elles constituent des cinérites
- Cratères égueulés : formés par émission de lave d’un côté et accumulation de scories
de l’autre, émettant à la fois coulées de lave et projections.(strombolien)
- Dykes et sills : des coulées de lave interne dans des strato-volcans (strombolien) =
volcans imposants, constituées de laves et matéiaux projetés.
- Coulée pyroclastique : la densité de la colonne éruptive est trop forte et elle s’effondre
-> mélange de gz et de ponces à vitesse >> (50m/s) et t°>> (1000°C) due au passage
de l’Ec -> Ep et au gaz qui entour et protège les particules.
Phénomènes associés aux éruptions :
1) les caldeiras : dépressions pouvant atteindre des km provoquées par abaissement du
niveau du magma après une éruption (présence de faille normale) (ex : île de Santorin
et le Vésuve)
2) les lahars : coulées de boue d’origine volcanique (coulée + eau + débris). L’eau
provient d’un lac sur le volcan, de la fonte de la neige ou de précipitations. (ex :
éruption du Nevado del Ruiz)
3) fumerolles et Solfatares : fumerolles = vapeurs chargées de gaz constituées de CO2 (
mofette). Solfatares = dépôts de H2S dû aux fumerolles
4) sources chaudes et volcans de boue
5) les geysers : sources chaudes jaillissant par intermittence (t°> 100°C). En gros, l’eau
s’infiltre, t° atteint 100°C mais est liquide parce que le point d’ébullition > 100°C à
cause de forte pression, sa faible densité la fait monter à la surface. Comme la pression
diminue quand l’eau monte, t° diminue et l’eau atteint son point d’ébullition, devient
vapeur + renforcement avec conduits tortueux.
2) l’érosion des volcans :
- érosion des cônes :
 barrancos : érosion volcanique sur un flanc dû au ruissellement et entraîne
formation de ravins.


-
Planèzes : surfaces triangulaires délimitant les barrancs.
Necks ou culots : cheminée du volcan reste en relief à cause de l’érosion du
volcan.
érosion des coulées :
 mésas : fragments de coulées, isolées du volcan par l’érosion ( -> inversion de
relief)
 pinacles côniques : érosion des coulées pyroclastiques de + de 10 m de haut.
 Travertins : minéraux précipités par les geysers et formant des colonnes.
CHAPITRE III :
Géomorph’ des régions calcaires
-
relief karstique : relief se développant dans les régions calcaires, crée par érosion ou
par dissolution. (-> le Karst est une région de l’ex-Yougoslavie)
Écoulement exoréique : réseau hydrographique raccordé aux océans.
Écoulement endoréique : les cours d’eau se perdent dans la terre ou se jettent dans une
mer intérieure.
A. la dissolution du calcaire
1) transition G – L : un apport de CO2 en provenance de l’atmosphère. La pression de
CO2 est en relation avec la quantité de CO2 dissous dans l’eau --> loi de Henry :
pCO2 = k. (CO2)
A l’équilibre, la concentration en CO2 dissous dans l’eau est déterminée par la pCO2.
La quantité de CO2 dissous dans l’eau >> quand t° << --> dissolution calcaire.
 si pCO2 <<, le calcaire précipite.
-
On distingue 2 types de karst :
 nu, où le calcaire affleure
 forestier, enrichi par le CO2 dissous
 pCO2 varie quand l’eau arrive dans une cavité :
si pCO2 air > pCO2 cavité -> précipitation
si pCO2 cavité > pCO2 air -> érosion car l’eau est agressive.
2) le CO2 (l) est hydraté (CO2 + H2O  H2CO3)
3) le H2CO3 est dissocié selon 2 constantes d’acidité (Ka1 et Ka2)
A l’interface eau-roche : Ca2+ + CO3-  CaCO3 (s)
CaCO3 (s) va se dissoudre pour compenser le déficit en CO32Dissolution dans les roches dolomitiques :
Relation solubilité  érodibilité : degré de cimentation, porosité, finesse du litage, abondance
des diaclases.
- dolomies CaMg(CO3)2 : dolomies calcarifères contiennent 50 à 90% de dolomite /
calcaires dolomitiques, 10 à 50%)
B. les causes de la précipitation
1) écoulement très lent, baisse de CO2
2) plantes qui fixent le CO2
3) évaporation
-
stalactite : la où la goutte pend, CO2 dissous s’échappe  précipitation de caCO3
vitesse de croissance d’un stalactite ou d’un stalagmite varie entre 0.1 et
6mm/an.
C. les formes karstiques
-
les lapiez : ciselure de la roche calcaire, quelques mètres de profondeur. Des crêts
plats les séparent  karst nu. Les lpiez sont formés de diaclases et sont // à la ligne de
+ grande pente.
-
-
-
Les dolines : dépression en bassin de quelques mètres de diamètre et de profondeur,
formation lié à un affaissement rapide de la roche au-dessus (// cénotes), matériaux
argileux enrichis en fer -> aspect rougeâtre. Si plusieurs dolines ensembles, formation
d’ouvalas.
Les avens : gouffres formés par l’effondrement de la roche dans une grotte sousjacente.
Les vallées : vallées pas parcourues par rivière, vallées sèches. Rivières à débit
important dans les zones calcaires  forme de canyon à cause de roche perméable et
les versants évoluent par éboulements et sapements à la base.
Poljes : dépressions karstiques larges à fond plat et pente forte (large et longue de
quelques km), accidentées de hums, versants à pente forte et buttes aux flancs raides.
Les poltjes sont inondés, traversés par une rivière qui disparaît dans un gouffre
(ponor). Les sédiments amenés par le cours d’eau bouchent le ponor  nappes
phréatiques  éboulements.
PS : les poltjes sont des zones d’intenses cultures grâce aux alluvions.