Chapitre II GéologieA 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 métamorphiquesFossiles absentspas de schistosité ni de foliation

Souvent fossilifèresStratification souvent nette

Fossiles absentsPossibilité de schistosité et de foliation

Roches volcaniques Roches plutoniques

Structure microlitiquenombreuses petites vacuolesmicrolites et quelques phénocristaux possibles

Structure grenuetrès compactesphénocristaux

Structure grenuetrès compactesphénocristaux

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.

a : la falaise du Pas Guiguet (Grésivaudan, Grenoble)

III Des transformations minéralogiques.

Dans une roche, les associations de minéraux sont stables dans un domaine précis de pression et de température. Quand les conditions T/P changent, la roche subit des transformations minéralogiques (métamorphisme). Dés l'éloignement de la lithosphère océanique de la dorsale, on observe un métamorphisme des roches de la lithosphère océanique. Les Gabbro et le Basalte se refroidissent et s'hydratent, formant des métagabbros et des métabasaltes. Ainsi les Gabbro se transforment en Schiste vert avant la subduction (métamorphisme de basse pression).

Les minéraux majoritaires du Gabbro sont les pyroxènes et les plagioclases. Pour les schistes verts, ce sont les plagioclases, clorites et actinotes.

Au cours de la subduction, on observe une plongée de la lithosphère océanique dans l'asthénosphère. Les schistes verts vont subir une augmentation de température mais surtout de pression. Les schistes verts vont poursuivre leur transformation et devenir des schistes bleus puis des éclogites (métamorphisme de haute pression).

Les minéraux caractéristiques des schistes bleus sont les glaucophanes, et les grenats pour les éclogites.

L'observation des schistes bleus et des éclogites dans les Alpes, démontre l'existence d'une paléosubduction (ancienne subduction).

Zone A caractérisée par l'association : chlorite + actinote + plagioclases

Zone B caractérisée par l'association :glaucophane + plagioclase

Zone C caractérisée par l'association :glaucophane + jadéite

Zone D caractérisée par l'association :grenat + jadéite ± glaucophane

Deux réactions du métamorphisme engendrées par une augmentation de pression :

(1) plagioclase + chlorite* + actinote* → glaucophane + eau (2) plagioclase + glaucophane → grenat + jadéite + eau

document 3 : diagramme pression - température montrant les domaines de stabilité de quelques associations de minéraux caractéristiques des métagabbros

IV Un scénario de formation d'une chaîne de montagne.

Dans un conteste de convergence lithosphérique, la subduction d'une lithosphère océanique conduit à la suture de deux lithosphères continentales (collision). Lors de la collision, la croûte continentale s'épaissit par empilement de nappes de charriage au niveau de la zone d'affrontement des plaques. V Les causes de la subduction.

Au niveau de la dorsale, la lithosphère nouvellement formée, mince et chaude, « flotte » sur l'asthénosphère car elle est moins dense. A mesure quelle vieillit, la lithosphère océanique se refroidit et s'épaissit La limite entre lithosphère et asthénosphère dépend de l'état physique des matériaux. Avec le temps, la densité de la lithosphère océanique finit par devenir supérieure à celle de l'asthénosphère. La plaque (plaque subduite) finit par sombrer dans l'asthénosphère, c'est le début de la subduction. Le métamorphisme de haute pression, entretien cette plongée (augmentation de la densité de la lithosphère), ce mécanisme se nomme éclogitation.

C Zones de subduction et production de croûte continentale.Comment est produite la croûte continentale ?

I Le volcanisme des zones de subduction

Les zones de subduction sont qualifiées de marges océaniques actives. Dans ces zones (Antilles, ceinture du pacifique), les éruptions volcaniques sont de type « explosive ». Lors d'un épisode éruptif, la lave, trop visqueuse se refroidit en formant un véritable bouchon dans la cheminée volcanique. Les gaz s'accumulent alors dans la cheminée et, lorsque la pression des gaz devient trop importante, le bouchon est pulvérisé ainsi que la partie supérieure du volcan. Cette gigantesque explosion donne naissance à un énorme panache volcanique et à une nuée ardente. Ce type d'éruption s'explique par l'importante viscosité des laves. Les roches volcaniques issues de ce magma, sont dans ces régions, des andésites et des rhyolites Ces roches ont une structure microlitique. La plus grande partie de la roche est formée de microlites (cristaux microscopiques en aiguilles) noyés dans un verre non cristallisé Une telle structure révèle un refroidissement rapide en surface. Ces roches sont constituées de minéraux hydroxylés (biotite, amphiboles), ce qui les distingue des basaltes et témoigne du rôle prépondérant de l'eau dans la formation des magmas.

Cristaux de quartz (blanc gris), cristaux de feldspaths (blanc brillant)

RHYOLITE. Contient des cristaux de quartz (grisâtre), de feldspath plagioclases (cristaux blancs) et de biotite (noire) dans une "pâte volcanique" gris clair ou rougeâtre (si abondance de feldspaths potassiques : orthose) DIORITE : une roche grenue qui contient des plagioclases

(cristaux blancs), des hornblendes (amphiboles, noir brillantes), de la biotite et un peu de pyroxène.

II L'origine du magma dans les zones de subduction.

La croûte océanique qui subit la subduction est une croûte très hydratée (schistes verts). Lors de la subduction, le métamorphisme qui transforme les schistes verts en schistes bleus puis en éclogites, se caractérise par une déshydratation des roches. Ce processus libère de l'eau , entraînant l'hydratation du manteau, entre 100 à 150 KM de profondeur. A l'aplomb de l'arc magmatique, les conditions de fusion partielle du manteau (péridotites) sont réunies. Cette fusion partielle des péridotites hydratées produit un magma originel de composition basaltique. La composition chimique de ce dernier se modifie ensuite au cour de la remontée , entraînant un enrichissement en silice de ce magma.

Document 1 : modèle de tracé des isothermes (lignes d'égale température) dans une zone de subduction (en coupe)

III La production des roches plutoniques dans les zones de subduction.

Une fraction du magma produit en profondeur arrive en surface et alimente les volcans. La majeure partie de ce magma cristallise en profondeur dans la croûte, formant des roches plutoniques. Ces roches grenues (entièrement cristallisées) sont des granites et des roches de composition globalement granitique : les granitoïdes. Le magmatisme des zones ainsi produit à partir de péridotites mantelliques, génère de nouveaux matériaux continentaux en profondeur que l'érosion dégagera plusieurs millions d'années plus tard. Cette structure grenue est due à un refroidissement lent du magma en profondeur. La production de magma dans une zone de subduction est le principal « fabricant » de croûte continentale récente: on qualifie cette production d'accrétion continentale.

D La disparition des reliefs

I Altération et érosion des reliefs.

Altération: modification chimique ou physique d'une roche sous l'action d'un agent naturel comme l'eau. Erosion: ensemble des phénomènes qui altèrent, enlèvent les débris et particules issus de l'altération, et modifient le relief.

Un certain nombre d'agents sont responsables de la désagrégation mécanique des roches et donc d'une modification du relief. Les principaux agents sont le gel, la glace, les variations de température et les végétaux.

Pour l'altération chimique, c'est l'hydrolyse (c'est à dire la destruction des minéraux par l'eau) qui est la principale responsable de l'altération des roches. Dans le cas d'un granite soumis à l'action de l'eau on constate des auréoles d'altération autour des micas et des feldspaths.

Les produits issus du démantèlement sont des débris solides (sédiments) et des ions dissous. Ils sont transportés par le réseau hydraulique dans des bassins sédimentaires . Les sédiments s'y déposent et forment , après consolidation des roches sédimentaires détritiques.

II Des processus tectoniques participant à la disparition des reliefs.

Dans les massifs anciens affleurent des granites âgés de plus de 300 million d'années et qui se sont formés à des profondeurs allant de 10 à 15 Km. Cette mise à l'affleurement de ces roches n'est pas le seul fait de l'érosion. L'allégement des masses rocheuses en surface dû à l'érosion entraîne une remontée de la croûte continentale pour rétablir l'équilibre isostasique: on parle de rebond isostatique. Vers la fin du processus de convergence, la compression étant réduite, la chaîne de montagne à tendance à s'effondrer dans sa région centrale par le jeu de nombreuses failles normales.

E Géothermie et propriétés thermiques de la Terre.

I La géothermie, une ressource énergétique.

La libération d'énergie interne se traduit, en surface par de nombreuses manifestations: geysers, sources hydrothermales mais aussi éruptions volcaniques. Le gradient géothermique mesure l'augmentation de température lorsque l'on s'enfonce dans le sous-sol. Sa valeur moyenne est de 30 °C par Kilomètre. Le flux géothermique correspond à la dissipation permanente d'énergie interne à la surface du globe. Le flux

géothermique varie selon le contexte géologique, il est élevé au niveau des dorsales (associé à la production de la lithosphère océanique), des points chauds, des arcs volcaniques associés au zones de subduction et globalement faible ou plonge la lithosphère océanique âgée.

L'énergie géothermique est utilisée par l'homme pour produire de l'électricité et pour le chauffage. L'énergie géothermique utilisable par l'homme est variable d'un endroit à l'autre. Le prélèvement éventuel d'énergie par l'homme ne représente qu'une infime partie de ce qui est dissipé.

II Origine et transfert de l'énergie géothermique à l'échelle mondiale.

La majeure partie de l'énergie interne est issue de la désintégration radioactive de certains isotopes présents dans la roche (uranium 238 235 potassium 40). La conduction et la convection représentent les deux modes de transfert de la chaleur depuis la profondeur vers la surface. La conduction à travers la lithosphère, transfert de la chaleur sans déplacement de matière, ce qui permet la dissipation de la majeur partie de l'énergie produite. La convection est un transfert avec des déplacements de matière qui s'organise en cellules de convection. L'énergie géothermique est ainsi transformée en énergie mécanique (mouvements de matière): la Terre est donc une machine thermique.