montagnes - SVT Casa

La Terre dans l'Univers,
la vie, l'évolution du vivant
Partie 1-B : Le domaine continental et sa dynamique
Chap. 1 : 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.
Terres émergées / terres immergées
Courbe hypsométrique simplifiée de la surface de la Terre
Limite océan/continent
Limite CC / CO
Carte géologique du monde
 Les parties émergées sont pratiquement toutes
de nature continentale.
 Les différences d’altitude moyenne entre les
continents et les océans s’expliquent par des
différences crustales.
Pb : en quoi les caractéristiques
de la croûte continentale expliquent-elles
sa situation / croûte océanique ?
I - Lithosphère continentale, reliefs et
épaisseur crustale
A. Rappels : épaisseur de la CC
1S  calcul de la profondeur du Moho grâce à la
sismologie (voir aussi Bordas doc 1 p146)
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
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
Sous les océans : Moho  -10 km
Sous les continents : Moho  -30 km
Sous les montagnes : Moho  -70 km
On cherche à comprendre pourquoi la
croûte continentale est plus épaisse sous
les montagnes.
B. Comportement de la CC au niveau des reliefs
1. 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 ».
2. 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.
Pour faire
l'activité,
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• 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.
C. 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 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.
II - L’âge de la croute continentale
Il fallut attendre la découverte de la
radioactivité par Marie et Pierre Curie, au
début du 20e siècle, pour avoir un outil
permettant d’obtenir des âges absolus, et de
déterminer l’âge de notre planète. Cet outil :
la datation radiométrique = méthode de
datation absolue.
A. Rappels
• Noyau = protons + neutrons
 toute la masse de l’atome
• Z = nb d’électrons = nb de protons = n° atomique
• A = nb de masse = nb de nucléons (p + n)
• Isotopes :  formes d’un même élément, de
même Z mais de masse atomique différente.
• Exemple : le C a 3 isotopes : 12C, 13C et 14C ; seul
le 14C est un isotope radioactif.
B. 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
C. 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 + 87Srd/87Rb)
87Sr = 87Sr issu de la désintégration du Rb
d
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
La datation des roches par radiochronologie a permis de voir que
l’âge de la croûte océanique n’excède pas 200 Ma alors que la
croûte continentale date, a certains endroits, de plus de 4 Ga.
III - 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)
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 des
couches 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. la coésite, une forme de quartz, ne se
forme qu’à THP et HT, conditions réunies
seulement à grandes profondeurs.
 sa présence dans certaines roches
métamorphiques témoigne de leur
enfouissement important.
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).
C’est quoi une
migmatite ?
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
Comment se forment ces
roches ?
Leur genèse est liée à une fusion
partielle (= anatexie) de roches
type gneiss ou micaschistes.
Pourquoi ça fond ?
Et ça donne quoi ?
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 fusion partielle de la
roche-mère
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
CC 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
portées 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.
On peut donc se demander
dans quel contexte se
forment les chaînes de
montagnes ?
Ce sera le sujet du prochain chapitre…
Sources
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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
Photos de l’auteur sauf diapos 37, 47, 52, 58 et 60
A bientôt !