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Caractéristiques et formation du domaine continental ! PLAN 1 La croûte continentale : une croûte granitique élevée, âgée, peu dense et épaisse A) Caractéristiques morphologiques de la croûte continentale par rapport à la croûte océanique courbes d’altitude sur Terre présentant deux pics, un à -4 km l’autre à +800 m : deux domaines distincts, l’océanique et le continental croûte océanique de gabbro/basaltes (densité = 2,9) : pyroxènes, feldspaths et olivines croûte continentale de granites (densité = 2,7) : quartz, feldspaths et micas profondeur moyenne du Moho (études sismiques) : 6 à 10 km sous les océans, 30 à 70 km sous les continents B) Le principe d’isostasie : relier altitude, densité et épaisseur analogie : iceberg moins dense que l’eau = seulement 10 % du volume en surface lithosphère (iceberg) en équilibre isostatique sur l’asthénosphère (eau liquide) augmentation de l’altitude de la lithosphère si elle s’épaissit ou diminue de densité courbe d’altitude bimodale = deux domaines aux altitudes, densités et épaisseurs différentes par équilibre isostatique C) La radiochronologie : connaître l’âge de la croûte continentale décroissance radioactive d’isotopes instables (cf. la radioactivité en physique et l’exponentielle en mathématiques) ex. : couple Rb/Sr = désintégration du 87Rb en 87Sr mesurée sur des micas ou feldspaths présents dans les granites et reconstitution d’une droite isochrone (cf. onglet Méthodologie) âge de la croûte continentale : jusqu’à 4 milliards d’années âge de la croûte océanique : jusqu’à 200 millions d’années Transition : la croûte continentale diffère de la croûte océanique par de nombreux aspects tant morphologiques que dynamiques. Une des principales différences étant l’épaisseur, il faut maintenant comprendre les mécanismes à l’origine de cet épaississement continental. 2 L’épaississement de la croûte continentale : raccourcissements et empilements A) Indices tectoniques et pétrographiques ex. tectonique : pli faillé de Sassenage dans la région grenobloise, Alpes françaises ex. pétrographique : métamorphisme de faible pression dans les schistes verts du dauphinois, Alpes françaises, révélant une accumulation de couches sédimentaires indices tectoniques = plis, failles, chevauchements et nappes de charriage indices pétrographiques = métamorphisme (schiste, micaschiste et gneiss) et fusion partielle (migmatite) B) Mécanismes d’épaississement ex. : faille inverse signant un raccourcissement avec chevauchement de deux unités ex. : métamorphisme de nappe signant un empilement de deux unités mouvements de convergence pouvant aboutir à des raccourcissements et des empilements de couches, donc à un épaississement crustal Transition : l’épaississement continental est dû à des phénomènes de raccourcissements et d’empilements de couches. Ces mécanismes sont liés au processus de convergence lithosphérique. Les zones de subduction, qui sont des zones de convergence, permettent de mieux comprendre les processus de formation de nouveaux matériaux continentaux. 3 Le magmatisme des zones de subduction : production de croûte continentale A) Les zones de subduction : zones de convergence lithosphérique ex. : subduction au niveau des Andes, de l’arc du Japon, etc. subduction d’une lithosphère océanique âgée et dense sous une autre lithosphère océanique ou continentale (cf. chapitre 7) zone de convergence entre deux lithosphères : mécanismes d’empilement et de raccourcissement B) La production de magma dans les zones de subduction ex. : volcan Chimborazo, plus haut volcan du monde culminant à 6 268 m, situé dans les Andes en Équateur magmatisme à laves visqueuses associées à des gaz et souvent de type explosif fusion partielle de la péridotite d’un manteau hydraté par la lithosphère océanique plongeante : production de magmas remontant dans la lithosphère sus-jacente C) La production de nouveaux matériaux continentaux : cristallisation des magmas de subduction et accrétion continentale ex. : roches volcaniques des Andes = andésites, roches microlithiques de composition intermédiaire entre granite et basalte volcanisme représentant une petite partie seulement du magmatisme de subduction cristallisation, majoritairement en profondeur, de magmas d’origine mantellique et de composition basaltique en roches grenues de type granitoïde. Ex. : granodiorite production actuelle de croûte : accrétion continentale Bilan : les différences observées entre la croûte continentale et la croûte océanique s’expliquent par des processus de formation différents. La croûte continentale se forme essentiellement par des mécanismes de raccourcissement, d’empilements et de magmatismes associés à des mouvements lithosphériques convergents. Caractéristiques et formation du domaine continental ! DÉFINITIONS Accrétion continentale Augmentation du volume de la lithosphère continentale par ajout de matière provenant du magmatisme de subduction. Andésite Roche microlithique de composition chimique intermédiaire entre un basalte et un granite. Elle peut provenir du refroidissement en surface de magmas de zones de subduction. Croûte Couche la plus superficielle de la Terre solide dont l’épaisseur varie selon les lieux. Elle est délimitée du manteau terrestre, principalement constitué de péridotites, par le Moho. Granite Roche grenue contenant majoritairement du quartz et des feldspaths, parfois des micas. C’est la roche majeure de la croûte continentale. Granodiorite Roche grenue proche des granites. Elle peut provenir du refroidissement en profondeur de magmas de zones de subduction. Isostasie Équilibre entre la lithosphère et l’asthénosphère comparable à celui entre un iceberg et l’eau. La faible densité de la lithosphère lui permet de « flotter » sur l’asthénosphère, plus dense. Lithosphère Unité géologique comprenant la croûte et le manteau superficiel (dit lithosphérique) et formant des plaques à la surface de la Terre (selon la théorie de la tectonique des plaques). La lithosphère est séparée du manteau asthénosphérique par l’isotherme 1 300 °C. Métamorphisme Ensemble des réactions physico-chimiques qu’une roche subit à l’état solide lorsqu’elle est soumise à des conditions de pression, de température ou chimiques (notamment la circulation de fluides tels que l’eau) différentes de celles qui ont permis sa formation. Radiochronologie Méthode de datation d’une roche ou d’un minéral grâce à l’étude de couples radioactifs. On mesure pour cela la proportion d’isotopes pères (instables donc radioactifs) par rapport à celle des isotopes fils (stables donc non radioactifs). Subduction océanique Processus géologique d’ampleur régionale au cours duquel une plaque lithosphérique plonge (du fait d’une augmentation de sa densité) dans le manteau asthénosphérique. La densité critique que doit dépasser la plaque qui subduit est la densité de l’asthénosphère. Caractéristiques et formation du domaine continental ! SCHÉMAS Croûte continentale et isostasie Le modèle d’Airy de l’isostasie postule qu’une surface de compensation existe dans le manteau. La pression en chaque point y est constante. Ainsi, dans le cas où la croûte est de densité constante, une augmentation de son altitude induit par ré-équilibrage la formation d’une racine crustale visible dans les chaînes de montagnes. Modèle de subduction océanique (type subduction des Andes) Lors de son refroidissement, la lithosphère océanique se densifie et finit par subduire dans l’asthénosphère. L’augmentation de la pression provoque un métamorphisme déshydratant de la croûte océanique. Le manteau lithosphérique sus-jacent s’hydrate en retour et entre en fusion partielle ce qui provoque un magmatisme de subduction. Caractéristiques et formation du domaine continental ! MÉTHODOLOGIE Calculer un âge à partir d’une isochrone Tracer l’isochrone 1. Place sur le graphique les valeurs de chaque minéral donné. 2. Relie-les par une droite. La droite obtenue a une équation du type : 1 Calculer le coefficient directeur Graphiquement ; 2 ou en appliquant une règle de trois ; ou grâce à un tableur si c’est possible. en fonction de pour Appliquer la formule mathématique de la radiochronologie Applique la formule donnée dans l’énoncé qui est : 3 Ce qui donne pour le coefficient directeur de la droite d'équation : Calculer l’âge Tu obtiens donc : en utilisant la valeur de la constante radioactive du couple 4 donnée an-1 ; dans l’énoncé : ans Ma. Calculer la masse volumique d'une roche Peser la roche 1 Utilise une balance permettant de peser l’échantillon de roche dont tu veux connaître la densité. Note la masse . Préparation de mesure du volume 2 Prépare une éprouvette graduée avec de l’eau remplie jusqu’à une valeur précise de volume. Note ce volume initial . Mesurer le volume de la roche Place la roche dans l’éprouvette graduée. 3 3 Note le volume obtenue . Le volume de la roche est donc . Calcul de la masse volumique 4 Applique la formule de la définition de la masse volumique : . Calcul de la densité Par définition, la densité est : 5 , avec kg/L. Recommencer avec d’autres roches 6 Pour avoir une moyenne de la densité de ce type de roche, recommence le processus avec d’autres échantillons du même type. Quelques minéraux d’un granite au microscope polarisant Quartz au microscope (LPA x40) Le quartz apparait dans les teintes blanches à noires en passant par le gris lorsqu'on fait tourner le polariseur. Comme c'est l'un des derniers cristaux à se former, il prend la forme de la place qui lui reste ce qui donne l'impression que ses cristaux s'emboitent les uns dans les autres. 1 Feldspath (orthose) (LPA x40) Les feldspaths, ici l'orthose, apparaissent aussi dans les teintes blanches à noires. Ils se distinguent du quartz par leur forme (ils cristallisent avant et peuvent donc prendre une fome complète) et par la présence de macles. On visualise les macles grâce à la différence de teinte sur un même cristal. 2 Micas noir et blanc (x100) Les micas se reconnaissent facilement du quartz et des feldspaths grâce à leurs couleurs en LPNA et en LPA, ainsi qu'à leur forme (en baguette). Le mica noir est ainsi brun en LPNA alors que le mica blanc est bleu/violet en LPA. 3 Caractéristiques et formation du domaine continental ! HISTOIRE DES SCIENCES Formulation de la loi de la gravitation universelle par I. Newton : 1687 1737 - 1740 1798 1823 - 1855 A × mB F A/B = −G × m u A/B 2 d P. Bouguer découvre que les Andes n’attirent pas autant un fil de plomb que leurs masses le laisseraient supposer Mesure expérimentale de la constante de gravitation universelle par H. Cavendish : G = 6, 673 × 10 −11 m3/kg/s2 De la même manière que Bouguer, G. Everest et J. H. Pratt découvrent que la chaîne Himalayenne n’est pas aussi « attractive » que ce qui était supposé 1855 1er modèle explicatif proposé par G. Airy : une racine de faible densité doit compenser l’excès de masse que représente un relief 1859 2e modèle explicatif proposé par J. H. Pratt : basé sur une compensation en profondeur mais en proposant une évolution de la densité de la croûte 1889 Le mot isostasie est introduit par C. Dutton. Étymologiquement, il signifie « équilibre des états » 1910 Le modèle de Pratt est formalisé mathématiquement par J. F. Hayford 1924 - 1938 Le modèle d’Airy est utilisé par Heiskanen pour produire des tables de calcul permettant d’introduire des corrections isostatiques 1931 3e modèle proposé par V. Meinesz : la compensation isostatique régionale 1970 Début de l’utilisation de satellites pour réaliser des mesures très précises de la pesanteur en un endroit donné
