Bilan géol
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LES CONTINENTS ET LEUR DYNAMIQUE par MC Miallet LA LITHOSPHERE EST EN EQUILIBRE (=isostasie) SUR L’ASTHENOSPHERE Racine crustale ISOSTASIE Au dessus de la surface de compensation, les colonnes de roche de hauteur variable ont toutes la même masse (seules les densités des roches diffèrent) L’ÉPAISSEUR ET LA DENSITÉ DE LA CROÛTE CONTINENTALE L’épaisseur de la croûte continentale peut être déterminée à partir d’enregistrements d’ondes sismiques, avec la présence des ondes PmP. Ce qui confirme l’existence d’une racine crustale sous les reliefs La densité de la croûte continentale, définie à partir de celle du granite qui est sa roche principale, montre des valeurs inférieures à celles de la croûte océanique. DES INDICES TECTONIQUES DE L’ÉPAISSISSEMENT CRUSTAL Les failles inverses Les plis Faille inverse les nappes de charriage nappe de charriage sont les indices tectoniques qui marquent un épaississement de la croûte continentale suite à des contraintes compressives DES INDICES PÉTROGRAPHIQUES DE L’ÉPAISSISSEMENT CRUSTAL L’épaississement de la croûte continentale entraîne des modifications au sein des roches. l’apparition d’une schistosité la formation de nouveaux minéraux stables dans des conditions de pression et de température de plus en plus élevées et les traces de fusion partielle dans les migmatites DES INDICES PÉTROGRAPHIQUES DE L’ÉPAISSISSEMENT CRUSTAL L’épaississement de la croûte continentale entraîne des modifications au sein des roches. l’apparition d’une schistosité la formation de nouveaux minéraux stables dans des conditions de pression et de température de plus en plus élevées L’organisation des minéraux en couches (foliation) et des traces de fusion partielle dans les migmatites L’ÂGE DE LA LITHOSPHÈRE CONTINENTALE L’âge des roches de la croûte continentale peut être estimé par des méthodes de radiochronologie qui utilisent les isotopes radioactifs, contenus dans les roches, qui se désintègrent spontanément en éléments stables Par exemple, à l’aide de la méthode de la droite isochrone pour le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches magmatiques et métamorphiques de plusieurs centaines de millions d’années, voire milliards d’années. On peut aussi dater les roches de la croûte océanique: Elle n’excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroit de plus de 4 Ga. LE MODÈLE DE LA FORMATION D’UNE CHAÎNE DE MONTAGNES Le scénario de la formation d’une chaîne de montagnes se présente en trois étapes principales 1– une phase d’ouverture océanique avec formation de lithosphère océanique entre deux continents, c’est l’expansion océanique ; 2– une phase de fermeture de l’océan à la faveur d’une subduction océanique ; LE MODÈLE DE LA FORMATION D’UNE CHAÎNE DE MONTAGNES Le scénario de la formation d’une chaîne de montagnes se présente en trois étapes principales 3– une phase de collision entre deux continents qui entraîne: Le charriage d’une portion de lithosphère océanique en altitude =ophiolites Mont Chenaillet ? Lithosphère océanique fossile un épaississement de la croûte continentale avec la formation d’une racine crustale Les ophiolites du Chenaillet Une fusion partielle des roches continentales (au dessus de Briançon Alpes) profondes LES RESTES D’UN ANCIEN DOMAINE OCÉANIQUE 1-LES TRACES D’UNE ANCIENNE MARGE PASSIVE Deux types d’indices témoignent de la présence d’une ancienne marge passive continentale dans les chaînes de montagnes: Les indices tectoniques correspondent à l’observation de failles normales inclinées qui découpent la croûte et dont le jeu est à l’origine du basculement de blocs continentaux. ANCIENNE MARGE PASSIVE Les indices sédimentaires correspondent à la présence d’une importante épaisseur de sédiments océaniques déposés au-dessus des blocs basculés au fur et à mesure de de l’océan 0 20 40 marge passive marge passive LES RESTES D’UN ANCIEN DOMAINE OCÉANIQUE 2-LES TÉMOINS MINERALOGIQUES D’UNE ANCIENNE SUBDUCTION des roches de même composition chimique que celle d’un gabbro, présentent des associations minérales stables sous des pressions Élevées Seul un phénomène de subduction océanique passé peut expliquer la formation des associations 3 et 4 et leur présence actuelle dans les ophiolites des Alpes. Dans les chaînes de montagnes, les gabbros des ophiolites ne présentent pas toujours des traces de subduction Les gabbros du mont Chenaillet présentent un faible métamorphisme, qui ne va pas au-delà du faciès des schistes verts: Les ophiolites du Chenaillet ont échappé à la subduction Les métagabbros du mont Viso ont été exhumés après avoir été subduits: en effet, ces ophiolites présentent des associations minérales caractéristiques du faciès des schistes bleus ou des éclogites LES CAUSES DE LA SUBDUCTION La principale cause de la subduction est l’augmentation de la densité de la lithosphère océanique au cours de son vieillissement. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit, puis, au-delà d’un seuil d’équilibre, elle plonge dans l’asthénosphère. LES TRACES DE LA COLLISION CONTINENTALE Au cours de la collision, les parties supérieures des deux croûtes continentales concernées se chevauchent, entraînant un empilement de nombreuses nappes de charriage d’où un épaississement crustal important. Une partie de la lithosphère continentale s’enfonce dans le manteau, tirée par la lithosphère océanique en subduction : on parle de subduction continentale. ZONE DE SUBDUCTION ET PRODUCTION DE CROÛTE CONTINENTALE Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment Arc volcanique MARGE ACTIVE explosives Fosse océanique Lithosphère chevauchante lithosphère plongeante ? Marge active Plan de Benioff de pendage fort Asthénosphère Certaines subductions ont un pendage faible lié à la subduction d’une plaque plus jeune et moins lourde Fosse du Chili (Tectoglob) LE MAGMATISME DES ZONES DE SUBDUCTION Arc volcanique Fosse océanique au niveau des zones de subduction, on constate une double anomalie du flux thermique Magmatisme à l’origine du volcanisme explosif Passage en profondeur du matériau froid La formation d’un magma à l’aplomb de l’arc volcanique accompagne le plongement de la lithosphère océanique froide LA GENÈSE DES MAGMAS DES ZONES DE SUBDUCTION Le géotherme* de subduction montre que, la péridotite autour de la lithosphère plongeante est trop froide, pour atteindre la fusion partielle sans apport d’eau Géotherme de subduction Solidus anhydre liquidus Géotherme de subduction* = température de la péridotite en fonction de sa profondeur dans les zones de subduction La fusion partielle débute vers 800/1000°C à environ 100Km En effet, l’eau abaissesous le point de fusion de la péridotite, l’arc volcanique dont le géotherme recoupe alors le solidus hydraté C’est le métamorphisme des roches de la lithosphère en subduction , qui fournit l’eau nécessaire à l’hydratation du manteau au dessus de la plaque Zone de fusion plongeante partielle Solidus hydraté LA DIFFERENCIATION DES MAGMAS DES ZONES DE SUBDUCTION Après leur remontée, les magmas piégés dans la croûte continentale, subissent une différenciation au cours de leur refroidissement très lent, ce qui aboutit à la formation d’une grande diversité de roches plutoniques de composition granitique. À cette différenciation magmatique peut s’ajouter une contamination en silice des magmas par les roches de la croûte continentale encaissante. LA MISE EN PLACE DE NOUVEAUX MATÉRIAUX CONTINENTAUX Après leur différenciation dans la croûte continentale, les magmas des marges actives, sont à l’origine de la formation d’une nouvelle croûte continentale. ils cristallisent en profondeur ou génèrent en surface un volcanisme explosif. LES ROCHES MAGMATIQUES DES ZONES DE SUBDUCTION Les roches magmatiques des marges actives sont de deux types : volcaniques lorsqu’elles refroidissent en surface andésite La rhyolite est aussi une roche volcaniques des L’andésite, est équivalent volcanique marges actives dont l’deéquivalent plutonique est le la diorite granite plutoniques lorsqu’elles refroidissent lentement en profondeur. diorite Diorite structure grenue LA DISPARITION DES RELIEFS Le temps nécessaire pour qu’une chaîne de montagnes s’aplanisse est d’environ 90 Ma. Deux phénomènes semblent s’opposer : l’érosion qui enlève des matériaux en surface et une remontée de roches profondes qui ralentit l’aplanissement. L’ALTÉRATION DES ROCHES On distingue deux types d’altération : l’altération physique et l’altération chimique. Des facteurs biologiques et climatiques sont responsables de la première. L’hydrolyse est le processus principal de la deuxième H2 O muscovite K+ argile (illite) L’ALTÉRATION DES ROCHES Les parties superficielles des reliefs tendent à disparaître. Altération et érosion contribuent à l’effacement des reliefs. LE TRANSPORT DES PRODUITS ISSUS DE L’ALTÉRATION Les produits issus de l’altération sont transportés en suspension et en solution le plus souvent par les cours d’eau. Ainsi, les reliefs diminuent au cours du temps. Les matériaux issus de l’érosion se déposent ensuite dans des bassins sédimentaires. DES RÉAJUSTEMENTS ISOSTATIQUES L’érosion enlève du matériel continental en surface ce qui allège la masse rocheuse continentale. Afin de conserver l’équilibre isostatique, une remontée de croûte continentale profonde se produit, on parle de rebond isostatique. Erosion Pénéplaine Erosion Erosion Ajustement isostatique Croûte continentale croûte océanique Manteau asthénosphérique Manteau lithosphérique Sédiments Roches formées en profondeur : pluton de granitoïdes, migmatite et roches métamorphiques (micaschiste, gneiss), Ainsi, avec l’aplanissement progressif de la chaîne de montagnes, des roches plutoniques sont amenées en surface L’ÉTIREMENT DES CHAÎNES DE MONTAGNES Une extension st constatée dans les chaînes de montagnes vers la fin de la phase de compression. Elle a pour conséquence un « effondrement » de la chaîne. Effondrement gravitaire Ainsi, cette extension contribue avec l’altération, l’érosion et les réajustements isostatiques, à l’aplanissement final d’une chaîne de montagnes. LE RECYCLAGE DES ROCHES Si la lithosphère océanique est totalement recyclée dans le manteau, la quasi-totalité des roches continentales est recyclée dans la croûte continentale
