geologie 3210KB Jan 05 2014 05:18:20 PM

Chapitre II Géologie
A Caractérisation du domaine continental
Comment expliquer les fortes variations des altitudes sur la Terre ?
I rappels
Au début du XXe siècle, Wegener postule que l'altitude moyenne des continents est de (+100m) et des
océans (-4500m). Cette répartition bimodale permet d'avancer l'idée que ces deux domaines correspondent à
des croûtes terrestres différentes: les croûtes continentale et océanique. La lithosphère océanique et la
lithosphère continentale sont formées de deux couches : la croûte et le manteau supérieur. La croûte océanique
est principalement constituée de basalte et de gabbro (plagioclasse et pyroxène) et le manteau est constitué
de péridotites. La lithosphère continentale est constituée de roche de type granite (texture grenue, contenant
surtout des minéraux feldspath et quartz et accessoirement de mica et d'amphibole). Sous la lithosphère on
trouve l'asthénosphère plus déformable et plus dense. La limite entre la croûte et le manteau est le MOHO
qui correspond à une zone de discontinuité des ondes sismiques.
Croute océanique

II La lithosphère en équilibre sur l'asthénosphère.
La lithosphère peut être affectée de mouvements verticaux consécutifs à la mise en place ou à la
disparition d'une surcharge. Ainsi, en Scandinavie, on observe actuellement un soulèvement de la lithosphère,
qui fait suite à la fonte d'une calotte glacière entre -15000 et -7000 ans. Ces mouvements attestent de la
rupture provisoire d'un équilibre entre la lithosphère et l'asthénosphère (densité 3.3). Ce modèle nommé
isostasie correspond à un état d'équilibre de la lithosphère rigide sur l'asthénosphère plus déformable
(équilibre isostatique). La croûte continentale est essentiellement constituée de roches magmatiques et
métamorphiques, avec une couverture superficielle de roches sédimentaires. La croûte continentale se
distingue donc de la croûte océanique par son épaisseur et sa densité, ce qui, dans le cadre de l'équilibre
isostasique, explique les différences d'altitude moyenne entre océans et continents. Pour la croûte continentale,
les roches principales sont le Granite (roche magmatique plutonique) et le Gneiss (roche métamorphique), la
densité moyenne est de 2,8 (lithosphère continentale 3) et l'épaisseur est d’environ 30 KM (racine crustale).
Pour la croûte océanique, les roches principales sont des roches magmatiques, basaltes (volcanique) et gabbro
(plutonique), la densité moyenne est de 2,9 (lithosphère océanique 3.2) et l'épaisseur est de 7 km environ. À
l'intérieur du manteau supérieur, la lithosphère est séparée de l'asthénosphère par l'isotherme aux alentours de
1 300 °C. Cette profondeur varie de quasiment 20 km au niveau des dorsales, à plus de 200 km sous les très
vieux continents.
III Des particularités au niveau des chaînes de montagne.
La croûte continentale est d'autant plus épaisse que le relief est élevé. Dans les chaînes de montagnes,
son épaisseur peut atteindre 70 Km. L'épaississement est surtout lié à la présence d'une racine crustale en
profondeur, qui compense la surcharge liée au relief. Les plis, les failles inverses et les nappes de charriages
observés dans les chaînes de montagnes, proviennent d'un raccourcissement et d'un empilement de terrains qui
expliquent l'épaisseur de la croûte. Ce sont des indices tectoniques de l'histoire d'une chaîne de montagnes.
Certaines roches des chaînes de montagnes présentent des traces de fusion partielle (anatexie), ou contiennent
des minéraux caractéristiques de condition de pression et de température élevées (roche métamorphiques). Ces
roches témoignent d'un enfouissement et donc d'un empilement de terrains. Les indices pétrographiques
convergent ainsi avec les indices tectoniques de l'histoire d'une chaîne de montagne.

document 1 : coupe verticale de la zone de collision dans les Alpes occidentales
b : la falaise de St Clément (Alpes briançonnaises)
a : la falaise du Pas Guiguet (Grésivaudan, Grenoble)

Roches magmatiques Roches magmatiques Roches sédimentaires Roches métamorphiques
Fossiles absents
pas de schistosité ni de foliation
Souvent fossilifères
Stratification souvent
nette
Fossiles absents
Possibilité de schistosité et de
foliation
Roches volcaniques Roches plutoniques
Structure microlitique
nombreuses petites vacuoles
microlites et quelques
phénocristaux possibles
Structure grenue
très compactes
phénocristaux
Structure grenue
très compactes
phénocristaux
Basaltes (plagioclase, pyroxène)
Andésites (feldspath, plagioclase,
amphibole)
Granite (feldspath,
quartz, micas)
Gabbro ( plagioclase,
pyroxène, olivine,
amphibole)
Charbon, pétrole, grès Gneiss (quartz, micas,
plagioclase, sillimanite)
IV Datation des roches continentales.
La radiochronologie permet de dater la croûte continentale. Lors de la cristallisation d'un magma, les
minéraux incorporent différents isotopes: les éléments Rb et Sr en petite quantité. Dans la roche issue de la
cristallisation, le 87Rb instable (élément père), se désintègre en 87Sr (élément fils) au cours du temps, selon
une loi exponentielle décroissante. La mesure par spectrophotométrie de masse de la quantité de 87Rb et de
87Sr dans différents minéraux d'une roche magmatique permet ainsi de déterminer son âge. La demie vie du
87Rb est de 48,8 109 ans ce qui permet une datation d'événements géologiques très anciens. Il existe ainsi de
nombreux géochronomètres comme le carbone 14. La croûte continentale présente des roches d'âges variés,
parfois supérieurs à 4 Ga, alors que l'âge de la croûte océanique n'excède pas 200Ma.

La droite obtenue d'équation y = ax + b est nommée isochrone. On en déduit que :
B La formation des chaînes de montagnes (Orogenèse).
Comment expliquer l'origine des chaînes de montagne ?
I Des traces d'un ancien domaine océanique.
Dans la zone interne de l'arc alpin, on trouve des formations rocheuses à l'aspect de peau de serpent
que l'on nome ophiolites. Ces formations sont constituées par la superposition de trois types de roches: des
basaltes en coussins (pillow-lavas), des gabbros roches grenues (pyroxènes et plagioclases) et des
péridotites très sombres, avec des veinures vertes. Cette structure est caractéristique d'une lithosphère
océanique non métamorphisée.
II Des vestiges de marges continentales.
Dans les Alpes, on observe la présence de deux anciennes marges continentales passives. Ces marges
présentent des failles normales des blocs basculés, une sédimentation « en éventail », caractéristique d'une
ouverture océanique dans le continent (phase syn-rift). Ces structures sont très anciennes -245 Ma.
L'accrétion qui prolonge l'ouverture correspond à la phase post-rif.