roches métamorphiques

Thème 1: La Terre dans l'Univers,
la vie, l'évolution du vivant
Partie 1-B : Le domaine continental et sa
dynamique
Pré requis de 1ère
1B- La tectonique des plaques : l'histoire d'un modèle
En 1912, Wegener explique les continents se cassent,
dérivent et entre en collision.
Les mécanismes tectoniques
Une lithosphère rigide bouge en permanence au dessus d’une asthénosphère moins rigide.
La convection mantellique est l’un des moteur du mouvement des plaques.
C:\LAPTOP ANNE\Sauvegarde Anne 25 juin 2012\lycée\Bibliotheque d'image\Geologie\divergence\convection_fichiers
Des déformations caractéristiques
Des déformations caractéristiques
Accrétion:
formation d’une nouvelle lithosphère
1B1: caractéristiques du domaine
continental
Distribution bimodale des altitudes, en pourcentage de la surface terrestre
solide occupé par des terrains d'altitudes données.
Les altitudes sont regroupées par tranches de 1 kilomètre. Pour se limiter à des valeurs
significatives, les tranches extrêmes intègrent les valeurs maximales peu représentées.
Courbe hypsométrique simplifiée de la surface de la Terre
Limite océan/continent
Limite CC / CO
Les marges passives sont des limites géologiques CC/CO,
Carte géologique du monde
 Les continents sont majoritairement composés
de granitoïdes, de roches métamorphiques, de
roches sédimentaires.
Comment expliquer les reliefs
continentaux?
Les continents sont principalement composés de
granitoïdes.
Les reliefs observés sont la conséquence :
- De déformations associées à la collision de deux
croutes de même densité;
- A la poussée isostatique d’une asthénosphère
plus dense.
CARACTÉRISTIQUES DE LA CROUTE CONTINENTALE
TP N°1 : ETUDE EXPÉRIMENTALE DE LA COMPOSITION MINÉRALOGIQUE,
ET DE L’ÂGE DES GRANITES DE LA CROUTE CONTINENTALE.
Les granites présents à l’affleurement dans les massifs
écossais et armoricain sont des roches très anciennes, peu
denses, formées par cristallisation lente en profondeur d’un
magma siliceux.
Granites
Photographies d’échantillons de granites, roches
grenues
Photographie d’une lame mince de granite observé en lumière polarisée et
analysée : en bas à droite et en haut à gauche les teintes vives d'un mica, en
diagonale, de l'orthose et tout autour avec un aspect craquelé, du blanc au gris très
foncé, du quartz.
Cristal de Quartz
Quartz SiO2
La densité de la CC est liée à la composition minéralogique, donc
chimique, des roches la constituant
Ca AlSi3O8
La croûte continentale (CC) a une composition granitique :
silicatée riche en Si, Na et K
pauvre en Fe, Mg et Ca
L'âge de la croûte océanique n'excède pas 200 Ma, alors que la
croûte continentale date par endroit de plus de 4 Ga. Cet âge est
déterminé par radio-chronologie.
Le principe de la datation radiométrique
• La datation absolue des roches magmatiques et
métamorphiques repose sur la présence d’éléments
radioactifs incorporés dans les minéraux lors de la
formation de la roche.
• A partir de là, les éléments évoluent sans interaction
avec l’extérieur (système fermé).
• Date obtenue = date de la fermeture du système.
Réaction de désintégration : un élément père
Po se transforme progressivement en un
élément fils F.
 La valeur du rapport F sur P est donc
fonction du temps de désintégration
Principe général : mesurer la quantité d’élément père restant (P)
et de l’élément fils (F) présent dans le minéral ou la roche. Quel
que soit le couple utilisé, la désintégration suit une courbe
exponentielle de la forme :
P = Po.exp(-t)
Or, Po est inconnu, mais Po = P + F ; donc : P = (P + F).exp(-t) 
exp(t) = 1 + F/P d’où :
t = 1 / . ln (1 + F/P)
•  = constante de désintégration : traduit la
vitesse à laquelle se fait la désintégration.
Dire que celle du 87Rb est de 1,42.10 -11 /an signifie
que pour 1g de 87Rb 1,42.10 -11 grammes se
désintègrent par an.
• Demi-vie = période = temps nécessaire pour que
la moitié de l'élément parent soit désintégrée.
• Réalisation et qualité de la datation dépendent :
– de la qualité et la pertinence de l’échantillon utilisé
(période de l’isotope choisi)
– La datation n’est valide que si : (1/100).T < t < 10.T
La méthode Rubidium-Strontium
• 87Rb*  87Sr stable
• Période presque 50 Ga  datation des
roches les plus anciennes.
• Problème : présence de 87Sr à t=0 (87Sro)
 dans l’équation : t = 1 / . ln (1 +
87Sr /87Rb)
d
87Sr = 87Sr issu de la désintégration du
d
Rb
87Sr = 87Sr
87Sr
d
mesuré
o
Donc on a 2 inconnues : 87Sro et t
Résolution
On utilise 86Sr, stable au cours du temps.
Pour chaque minéral deux rapports
évoluent parallèlement :
 par suite de l’enrichissement en 87Sr
87Rb/86Sr  du fait de la désintégration du 87Rb
87Sr/86Sr
• On mesure 87Rb/86Sr et 87Sr/86Sr dans
plusieurs minéraux de la même roche à dater
 graphe 87Sr/86Sr = f(87Rb/86Sr)
 droite isochrone, d’équation :
[87Sr/86Sr] = t.[87Rb/86Sr] + [87Sro/86Sr]
• 87Sro/86Sr, rapport initial des deux isotopes du
Strontium, nous est donné par l’ordonnée à
l’origine (à t=0, il n’y avait pas de 87Sr issu de la
désintégration du 87Rb).
• La pente de la droite a permet de calculer t :
a = t  t = a / 
Exemple :
a = 0.004 et  = 1,42.10 -11 /an  t = 281,7 Ma
TP N° 2: Un raccourcissement de la croute
continentale à l’origine des reliefs
Pelvoux, Massif des Ecrins
A. Des indices tectoniques
Ama Dablam, massif de l'Himalaya
Les chaines de montagnes sont caractérisées par des reliefs élevés…
Reliefs compensés en prof par une racine crustale
Profil ECORS des Alpes et schéma d'interprétation (Bordas, SVT TS 2003)
a- des indices stratigraphiques
Plis et failles inverses entraînent un raccourcissement
horizontal des terrains et un épaississement de la CC.
Le chapeau de Gendarme - Jura
Faille inverse, Roche Blanche, Jura
Des curiosités…
Le champignon de La Cernaise, Jura…
Et sa faille…
Interprétation
• Plis = déformations continues et souples
réalisées à haute température c.à.d. en
profondeur.
• Failles = déformations discontinues et
cassantes réalisées à basse température,
c.à.d. vers la surface. Elles sont responsables
du déplacement relatif de deux
compartiments. Les failles inverses témoignent
d’un raccourcissement de la croûte…
Faille de chevauchement
Pli simple
(déversés)
Raccourcissement
Charnière
Anticlinal
Rejet horizontal
Synclinal
Pli faille
Faille de décrochement
Rejet horizontal
Faille inverse
Axe des plis
Faille inverse de faible pendage
l’un des compartiments peut recouvrir l’autre
chevauchement
 des couches plus anciennes se superposent à
descouches plus jeunes  contact anormal.
Charriage = chevauchement de grande ampleur :
plusieurs dizaines de km.
Le compartiment chevauchant est la nappe de charriage.
Panorama du Lautaret – Hautes Alpes
http://christian.nicollet.free.fr/page/Alpes/lautaret.html
Plis,
failles
inverses
et
charriages se forment sous
l’action de forces convergentes
entrainant une compression.
b. Des indices pétrographiques
Roches métamorphiques proviennent de la
transformation de R préexistantes sous l’effet de
changement des conditions du milieu(P et/ou T°
avec/sans eau)
 formation de nouveaux minéraux à partir des
anciens, qui ne sont plus stables dans les
nouvelles conditions.
Ces transformations se réalisent à l’état solide,
sans fusion.
RAPPEL :
Granite
Quartz
feldspaths
mica noir (biotite)
Laboratoire SVT
NDG
Dans les chaines de montagnes, les roches métamorphiques
présentent des indices de compression :
 Litage : minéraux disposés en lits //
 Foliation : déformation (aplatissement) qui se manifeste par
une orientation préférentielle de certains minéraux.
Rq : lits eux-mêmes parfois plissés du fait de la compression
Gneiss œillé
Laboratoire SVT
NDG
Echantillon de gneiss
1  lit quartzo-feldspathique 2  lit micacé
Blocs de roches
métamorphiques
près du barrage de
la Verne (Var)
Certains minéraux peuvent être
utilisés comme marqueurs pour
déterminer les conditions de
formation d’une roche.
Ex.
Le mot “migmatite” fut créé en 1907 par
Jakob Johannes Sederholm et signifie
littéralement “roche mélangée”
(du grec μιγμα migma, mélange)
Migmatite = roche hétérogène, à la fois
magmatique et métamorphique
Elle contient alternativement des niveaux clairs (leucosome)
contenant des minéraux pâles (quartz, feldspaths, mica blanc)
et des niveaux sombres (mélanosome) composés de minéraux
foncés (biotite et amphiboles).
http://christian.nicollet.free.fr
La nature hétérogène de cette roche
peut se rencontrer à toutes les
échelles d’observation :
• lame mince
• échantillon
• affleurement
Migmatites micro-plissées en Afrique du Sud
Ces migmatites montrent clairement leucosomes et mélanosomes.
La foliation est ici complètement plissée (plis centimétriques à
métriques).
http://planet-terre.ens-lyon.fr
Dans
certaines
chaines
de
montagnes, des roches comme les
migmatites témoignent d’une fusion
partielle (anatexie) avec formation
d’un magma qui recristallise.
Ceci se produit sous des conditions
de P, T° correspondant à + de 15 km
de prof. (+ de 600°C).
Diagramme PT
L’épaississement de la croûte continentale
est tel que les zones profondes sont à des
T° élevées ; de plus la T° augmente aussi
du fait de la désintégration de la grande
qté de radioéléments.
Cette augmentation de T° va induire:
• La transformation de la structure de la
roche: foliation ou schistosité
• Le métamorphisme des minéraux:
sillimanite, disthène
• Le fusion partielle de la roche-mère :
oeil
L’ordre de fusion des minéraux étant
l’inverse de leur ordre de cristallisation*,
les parties fondues constituent un
magma de composition granitique qui
migre peu et en refroidissant  zones
claires riches en quartz + feldspaths.
Les parties restant solides constituent le
restat (mélanosome) appauvri en quartz
et feldspaths et enrichi (par différence)
en minéraux ferromagnésiens sombres
(biotites et/ou amphiboles)…
*Voir suite réactionnelle de Bowen, ci-après…
Les migmatites sont donc des
roches métamorphiques issues
d'anatexie crustale partielle.
On les appelle aussi anatexites.
Remarques
• Le début de la fusion dépend de nombreux facteurs :
–
–
–
–
T° bien sûr
Composition chimique des roches en présence
Pression totale
Présence + quantité de vapeur d'eau (baisse du point de
fusion)
• La destinée du liquide formé peut être diverse :
– il reste avec les résidus solides  formation de migmatites
– il peut, dans certains cas, se séparer du résidu non fondu
et migrer vers le haut, s'injecter en « diapirs » dans les
roches encaissantes : formation de granites d’anatexie.
En résumé
Epaississement crustal 
perturbations thermiques   T°
 fusion partielle  liquide
magmatique
1 partie se solidifie dans la roche
d’origine  migmatites.
1 autre partie migre vers la surface
 granites plus superficiels
(granites d’anatexie).
Sous l’effet de contraintes convergentes, la croûte
continentale est déformée et cassée en écailles qui
s’empilent ; son raccourcissement et son
épaississement sont à l’origine des reliefs et des
racines crustales.
Dans celle-ci les roches enfouies en profondeur à
HP et HT subissent des transformations
minéralogiques.
Ces contraintes résultent de l’affrontement de 2
Lithosphères continentales c.à.d. d’une collision
entre 2 plaques convergentes.
Dynamique verticale: reliefs, épaisseur crustale
Rappels : épaisseur de la CC
C’est au début du XXème siècle que l’on calcule pour la première fois la
profondeur du Moho grâce à la sismologie
Carte de la profondeur du Moho en France métropolitaine
(image numérique)
http://www.svt.ac-versailles.fr/spip.php?article704?article164
-70 km
-50 km
Carte des courbes isobathes du Moho
La croute continentale est beaucoup
plus épaisse sous les chaines de
montagne: se sont les racines
crustales
10
Profil topographique et racine crustale sous le massif
central et les Alpes
Profondeurs et Altitudes en Km
0
19,4 105 150 171 214 260 269 300 331 359 368 379 389 399 407 415 424 437 449 461 487 514
-10
-20
-30
-40
Altitude en Km
-50
Profondeur du Moho
en Km
Racine crustale
-60
Distance au point A enKm
Coupe synthétique simplifiée de l'Himalaya
(d'après Himalaya-Tibet, le choc des continents - collectif - Eds CNRS)
http://rigaudvelt.free.fr/BAC_ecrit/2004/04_noumea.htm
Coupe simplifiée sous les Alpes
Sous les océans : Moho -10 km
Sous les continents : Moho -30 km
Sous les montagnes : Moho -70 km
Comment expliquer les différences de
profondeur du Moho?
La lithosphère rigide repose sur une
asthénosphère moins solide.
L’équilibre isostatique des masses
continentales explique les reliefs + et observés et mesurés.
Un peu d’histoire des sciences
Le phénomène d’isostasie fut mis en
évidence, pour la première fois, il y a
plus de 250 ans, par l’astronome
français Pierre Bouguer. Lors de
l’expédition au Pérou de 1736-1743.
Bouguer releva, à cette occasion, une
différence (dite anomalie) significative
entre pesanteur mesurée et celle
calculée pour un même lieu des
Andes
Mêmes observations dans l’Himalaya
100 ans après (George Everest) :
l’attraction gravitationnelle des
montagnes est toujours inférieure à celle
calculée tenant compte de l’excès de
masse de celles-ci.
Il y a anomalie
gravimétrique !
Comme si la
montagne était
creuse !!!
Montagne creuse… puis
quoi encore !
Lisez plutôt les
hypothèses proposées
pour expliquer ce
phénomène…
On doit aux Britanniques George Biddell Airy (1801-1892) et
John Henry Pratt (1809-1871) les premières tentatives
d’explication du phénomène observé (cf. Bordas p 145).
Modèle de Pratt : la compensation est assurée par une
variation latérale de la densité dans la lithosphère.
Modèle d’Airy : la compensation du relief topographique est
assurée par la présence d’une racine légère causée par
l’épaississement de la croute.
Le modèle d’Airy correspond à ce qui est détecté par les
études sismiques, c’est à dire la présence de croûte
continentale profonde sous les chaînes de montagnes,
nommée « racine crustale ».
http://globalchange.umich.edu/globalchange1/current/lec
tures/topography/isostasy.swf
Extrait du classeur Excel, 15-TS-1B1-TP N°3
La densité de la Croute continentale
Croute
continentale
:
majorité
de
roches
métamorphiques (type gneiss) et de roches plutoniques
(granitoïdes) d’âge variable qui constituent le socle des
continents. Ce socle est souvent masqué par une
pellicule de roches sédimentaires (1 à 3 km d’épaisseur)
2,5 < d granite < 2,7
2,6 < d gneiss < 2,8
3,2 < d péridotite < 3,4
Ces mesures de densités permettent de valider le
modèle d’Airy :
c’est bien la différence de densité entre la croute et le
manteau qui permet à une profondeur donnée
l’équilibre des pressions
La compensation isostatique
• Le manteau asthénosphérique (MA, solide ductile) se
comporte comme un fluide visqueux et se déforme sous le
poids de la lithosphère
celle-ci est soumise à une poussée
équivalente à la poussée d’Archimède.
• Quand poussée et force de gravitation sont égales, la
lithosphère est en équilibre isostatique.
• L’état d’équilibre est réalisé à une profondeur variable : la
profondeur de compensation = surface de compensation.
• Surface de compensation : profondeur au niveau de laquelle
la pression est identique quel que soit le relief au-dessus.
La masse de toutes les colonnes de roches (de même section)
de hauteur atteignant la prof de compensation est égale en tout
point du globe.
• La lithosphère océanique (LO), plus dense que la
lithosphère continentale (LC), s’enfonce plus profondément
dans le MA, ce qui explique qu’elle soit située sous le niveau
des mers.
• La lithosphère est en équilibre isostatique sur
l’asthénosphère.
• Les différences d’altitude moyenne entre les
continents et les océans s’expliquent par des
différences crustales : les variations d'altitude
sont compensées par des variations verticales de
l'épaisseur de la croûte.
• A un relief positif correspond donc une racine de
croûte continentale importante permettant de
supporter la charge pondérale en surplus.
La densité de la CC est liée à la composition
minéralogique, donc chimique, des roches la
constituant
Ca AlSi3O8
2
1
Si ; Al ; O ; Na ; K ; Ca ;
Fe ; Mg
La croûte continentale (CC) a une
composition granitique :
silicatée riche en Si, Na et K
pauvre en Fe, Mg et Ca
• La croute continentale est constituée à 95 %
de granite et de gneiss. Ces roches
représentatives de la croute continentale, les
granitoïdes, sont composées de quartz, de
micas et de feldspath. Leur densité est de 2,7
en moyenne.
• Les différences de densité entre la croute
continentale et le manteau permettent à la
lithosphère d’être en équilibre (isostasie) sur
l’asthénosphère.
• Ainsi, la croute continentale est d’une
épaisseur plus grande que la croute
océanique. Sous les montagnes, qui sont des
reliefs positifs, on trouve en profondeur une
importante racine crustale.
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
A partir de la réalisation deSylvie Magdelaine
Sources
http://svt.ac-montpellier.fr/spip/spip.php
http://www.svt.ac-versailles.fr
http://rigaudvelt.free.fr/BAC_ecrit/2004/04_noumea.htm
http://www.globalchange.umich.edu/globalchange1/current/lectures/topography/isost
asy.swf
http://planet-terre.ens-lyon.fr
http://christian.nicollet.free.fr
http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/planete_terre.html
http://www.svt.ac-versailles.fr/
http://gloubiweb.free.fr/cliparts.htm
C. Pomerol et al., Eléments de Géologie, Dunod, 12e éd., 2000
P. Peycru et al., Géologie BCPST 1ère et 2ème année, Dunod, 2008
A. Foucault et JF Raoult, Dictionnaire de Géologie, Dunod, 2005
L. Emmanuel et al., Géologie Maxi-Fiches, Dunod, 2011
M. Mattauer, Ce que disent les pierres, Belin, 1998
Caractéristiques du domaine continental
Réalisation Sylvie Magdelaine
Avec (ordre alphabétique)
Ama Dablam
Briançonnais
Gneiss
Granite
Himalaya
Massif du Jura
Massif du Mt Blanc
Migmatite
Parc des Ecrins
Pelvoux