Cours de Géologie GénéraleTOD

Cours de géologie générale Docteur Déthié SARR

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Chapitre 1. - Structure du globe 1. - Naissance l’univers 1.1. - la théorie de l’état stationnaire Cette théorie a depuis longtemps été soutenue par la communauté scientifique et des penseurs de l’époque. Selon cette théorie, l’Univers n’avait pas de commencement. Il est donc constitué d’un ensemble d’éléments qui existaient depuis longtemps et continueraient toujours à exister. Cette théorie fut la base de la philosophie matérialiste plus connue sous l’appellation du matérialisme dialectique de Karl Max. ainsi, selon les défenseurs de cette théorie, la matière était infinie et l’existence de créateur n’était qu’une idée sans fondement scientifique. Donc à leur vision, l’univers était stationnaire c’est-à-dire que sa dimension était fixe. 1.1. - d’où vient l’univers Cependant, au milieu de pensées stationnaires, Einstein, par des calculs de physique théorique, avait déduit que l’Univers ne pouvait pas être stationnaire mais mis sa découverte de coté pour ne pas s’opposer au modèle de l’Univers statique de son époque. A la fin de sa carrière, il déclare que cela est la plus grande erreur de recherche qu’il a commise. Vers le 20ème siècle, un autre courant de pensées soutient la théorie du Big-Bang. Les bases de confirmation de cette théorie ont été mises sur place par un astronome américain Edwin Hubble qui avait remarqué que les étoiles s’éloigner de nous et qu’elles s’éloignaient les unes des autres. Ce qui défend alors un Univers en expansions. Cela voulait aussi dire que l’Univers formait au départ une masse unique. Selon la théorie du Big-bang, l’univers serait né d’une grande explosion d’une boule sphérique.

Fig. 1. - Constitution de l’univers après les premières secondes de l’explosion


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A la première seconde de l’explosion, on ne sait pas trop ce qui s’est passé. Cependant, l’espace était formé de protons, de neutrons, d’électrons, de photons et de neutrinos. Ces particules sont très fortement agitées vu les températures extrêmes de leurs milieux. Des noyaux de deutérium se forment et se déstabilisent aussitôt. Au bout de la première seconde, les températures tombent aux environs du milliard de degrés ce qui rend stable les éléments à 2, 3 et 4 nucléons mais aussi le lithium. C’est la nucléosynthèse primordiale. Après cette phase de formation des atomes, on entre alors dans une phase de formation des molécules. Cette phase est caractérisée par la mise sur place de molécule de dihydrogène. La crise sera atteinte très tôt vu la stabilité de cette molécule. Cette période est alors marquée par le rayonnement fossile. Après un long processus d’explosion et de collision (sous l’effet de la gravitation) entre éléments résultant de l’explosion se sont différenciées les galaxies (Constituants de l’Univers) dont la nôtre est la voie lactée. Une galaxie est constituée d’un ensemble d’étoile, de gaz et de poussière. Les étoiles consomment en permanence les éléments chimiques et c’est cela qui assure la pérennité de leur brillance. Chaque galaxie est constituée d’un ensemble de système. Notre système, le système solaire, est né il y a environ 4,5 milliards d’années. Il est composé de neuf planètes et de leurs satellites en plus des comètes, des astéroïdes et d’autres corps de natures variables. Ces planètes subissent des mouvements de révolution autour du soleil mais aussi de rotation autour d’elles-mêmes. 1.2. - Naissance de la terre Après l’explosion, on note un amas de poussière et de gaz appelé Nébuleuse protosolaire. Cette nébuleuse est soumise à une force gravitationnelle à deux composantes : une composante centrifuge et une composante centripète. Cela conduit à une association entre particules qui forment les atomes aboutissant ainsi à la formation du disque protosolaire. Ce disque protosolaire est soumis à des mouvements de rotation à vitesses croissantes. Cette augmentation de la vitesse entraîne des fusions entre particules qui évoluent ainsi en planètisimaux. Ces planètisimaux fusionnent aussi entre eux pour donner des protoplanètes puis des planètes. Au tout début de leur formation, ces planètes sont chaudes, quasi-liquides et riches en gaz. Par la suite, elles se solidifient par refroidissement et évaporation d’eau. On note aussi un dégazage (évaporation des gaz). Ces gaz dégagés seront à l’origine de la formation des différentes couches de l’atmosphère : c’est la naissance de la terre.


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Fig. 2. - formation de la planète terre 2. - les ondes sismiques et la connaissance de la terre 2.1. - les différents types d’ondes Suivant leur mode de propagation par rapport aux particules du globe, on distingue les ondes P, les ondes S et les ondes L. 2.1.1. - les ondes P Ces ondes sont communément appelées ondes de compression ou ondes primaires. Elles se propagent dans tous les milieux. Leurs mouvements sont rapides et se font parallèlement à la direction de propagation des particules. Ce sont des ondes de volume.

Fig. 3. – modèle des ondes P (Chambat (2004))


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2.1.2. - les ondes S On les appelle aussi ondes secondaires. Ce sont des ondes de cisaillement. Leur propagation se fait perpendiculairement à la direction de déplacement des particules. Ce sont également des ondes de volume.

Fig. 4. - Modèle des ondes S (Chambat (2004))

2.1.3. - les ondes de surface Ce sont les ondes de surface. Elles se subdivisent en ondes Q dont le comportement est similaire au comportement des ondes S, et en ondes R elliptiques.

Fig. 5. - Modèle des ondes L (Chambat (2004))

2.2. - enregistrement des ondes sismiques Le sismographe fonctionne comme un pendule présentant une forte inertie reliée à un support solidaire au sol et à ses mouvements. Lors du passage du train d’onde, le support se déplace tandis que le pendule tend à rester immobile du fait de son inertie. Le mouvement relatif du pendule par rapport au support est amplifié puis enregistré à l’aide d’un stylet marquant les mouvements sur un cylindre enregistreur.


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Fig. 6. - Sismogramme et son principe (Tavernier (1988))

3. comment la température et la pression permettent-elle de connaître le globe ? Ces deux paramètres constituent des éléments fondamentaux dans la connaissance du globe terrestre. 3.1. - la température : Ce paramètre renvoie à deux notions fondamentales à savoir le degrès géothermique et le gradient géothermique. - Le degrès géothermique évalue la variation de la température en fonction de la profondeur. Cela permet de définir les notions de géothermes. On appelle géothermes des lignes d’égale température dans le globe terrestre. La configuration des géothermes varie en fonction des sites géodynamiques (zones de convergence ou de divergence de plaque) mais aussi dans le temps.


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Variation des geothermes en fonction de la distance point de subduction - le gradient géothermique est la quantité de chaleur estimée par unité de surface du globe terrestre. Cependant, il faut aussi signaler que ce gradient varie d’une zone du globe à une autre. La chaleur du globe terrestre provient en partie de l’accrétion du globe terrestre et d’autre part de la radioactivité des certains éléments chimiques.


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Représentation schématique du gradient géothermique (La Boisse (2002)) 3.2. - La pression : La pression dans le globe terrestre a deux origines principales à savoir l’effet de la pesanteur et donc des roches sus-jacentes et d’autre part de la pression tectonique. Tout comme la température, la pression augmente avec la profondeur. Aussi, au niveau des zones de collision, on note une forte augmentation de la pression contrairement aux zones de divergence.


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3. - structure interne du globe

Schéma synthétique des constituants du globe terrestre (Encyclopédie Larousse) 3.1. – les grandes unités constitutives du globe Les ondes sismiques précédentes ont permis de subdiviser le globe terrestre en quatre unités fondamentales que sont :

� La croûte terrestre jusqu’à 35 km de profondeur, � Le Manteau entre 35 et 2890 km ; � Le noyau externe entre 2890 et 5150km ; � Le noyau interne entre 5150 km et le centre de la terre.

3.2. - Structure des enveloppes de la terre Structure du manteau Le manteau peut être, selon sa composition et les paramètres de sismicité, subdivisé en deux entités Le manteau supérieur constitué du manteau superficiel qui forme avec la croûte la lithosphère et la vitesse sismique des ondes P est de l’ordre de 8,1 km/s et du manteau moyen ou Asthénosphère où les vitesses des ondes P sont de l’ordre de 10 km/s à sa base. Le manteau inférieur ou mésosphère est quant à lui caractérisé par une vitesse sismique des ondes P de l’ordre de 13 km/s. Structure de la lithosphère La lithosphère est la partie du globe terrestre constituée de la croûte et du manteau superficiel. On distingue cependant la lithosphère océanique de la lithosphère continentale.


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La lithosphère océanique est cette partie de la lithosphère située sous les océans. Elle est constituée de la surface vers la profondeur de basaltes d’une densité de l’ordre de 2,9 ensuite d’amphibolites, de gabbros et de péridotites avec une densité de l’ordre de 3,2 et enfin de péridotites d’une densité de l’ordre de 3,3. La lithosphère continentale est la lithosphère des terres émergées. Elle est constituée du sommet vers la base de : La croûte superficielle constituée essentiellement de séries sédimentaires et de roches volcaniques. La croûte supérieure où on ne rencontre qu’essentiellement des roches métamorphiques et des plutoniques. Sa densité est de l’ordre de 2,7. La croûte inferieure constituée de granulites, de roches basiques, ultrabasiques, acides et intermédiaires. Sa densité est de l’ordre de 2,9. Le manteau superficiel ou infracontinental à péridotites à olivine et pyroxène. Sa densité est de l’ordre de 3,1 à 3,3.

L. continentale L. océanique

Fig. 7. - Représentation schématique des différents types de lithosphères


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Caractéristiques physico-chimique des enveloppes

Fig. 8. - Récapitulation des caractéristiques physiques des enveloppes de la terre Sur le plan minéralogique et pétrographique, La lithosphère est constituée de roches sédimentaires, de granites et de basaltes. Elle est froide et rigide. L’Asthénosphère et le manteau inférieur sont plutôt péridotitiques. On y rencontre des olivines, des pyroxènes, de la pérovskite et de la magnétowüstites comme minéraux. Cela leur donne un chimisme caractérisé par le Si, Al, Mg et Fe. L’asthénosphère se présente en plastique tandis que le manteau inférieur est une couche déformable. Cette structure se situe entre la LVZ et le Gutenberg. Le noyau externe entre le Gutenberg et le Lehmann est liquide. On y rencontre du Fe, du Ni et du S. Le noyau interne serait quant à lui solide et est constitué de Fe et de Ni. En résumé la figure ci-dessous nous donne les plages de variation des densités et des vitesses de propagation des ondes sismiques dans les différentes couches du globe terrestre.


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Fig. 9. - Corrélation entre les caractéristiques physiques et les enveloppes terrestres NB : A des profondeurs atteignant le manteau, la connaissance de la composition de notre globe ne peut se faire qu’indirectement. En plus des informations fournies par les ondes sismiques, la composition du manteau est connue grâce au magmatisme des kimberlites et des basaltes alcalins qui font remonter en surface des xénolites mais aussi aux ophiolites des grandes chaines de montagnes. A la base des ophiolites qui sont des résidus de croûte océaniques piégés dans les chaines de montagnes lors du plissement, on note une roche à composition péridotitique qui serait donc la composition du manteau. Les xénolites des kimberlites, provenant d’un magma issu des profondeurs de l’ordre de 150km est une lherzolite à grenat alors que les xénolites provenant des magmas donnant les basaltes alcalins montrent des compositions de lherzolites à spinelle.


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Chapitre 2. - Les matériaux constitutifs de l’écorce terrestre 1. - cristallographie des minéraux La cristallographe est l’étude du mode d’agencement des éléments chimiques dans les cristaux. Elle permet donc de définir différents paramètres des minéraux dont l’état. 1.1. - les états de la matière minérale De manière très simplifiée, on distingue l’état solide de l’état liquide et des gaz. En géologie, on peut résumer ces états en deux états simplifiés à savoir l’état ordonné et l’état désordonné.

l’état désordonné correspond à un état où il est impossible de prévoir la position des éléments chimiques les uns par rapport aux autres il englobe les états liquide et gaz (qui correspondent aux fluides) mais aussi les solides amorphes.

l’état ordonné correspond à un état où on a un arrangement périodique des constituants a l’état cristallin.(c’est l’état solide)

Cet état cristallin permet donc de définir un certains nombres de mailles élémentaires 1.2. - les mailles élémentaires Les matériaux constitutifs de l’écorce terrestre sont constitués de minéraux. Ces minéraux sont assimilés à des cristaux. Un cristal est ensemble d’atomes, de molécule, d’ions organisés dans un espace tridimensionnel. La plus petite unité caractéristique de ce cristal

est nommée maille élémentaire. Elle est définie par trois vecteurs unitairesa , b etc , et trois paramètres angulairesα , β et α les plus proches possible de 90°.


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Maille cubique

α = β = γ = 90° a = b = c

Maille quadratique

α = β = γ = 90° a = b # c

Maille orthorhombique

α = β = γ = 90° a # b # c

Maille hexagonale

α = β = 90° γ =120° a = b # c

Maille monoclinique

α = γ = 90° β # 90° a # b # c

Maille rhomboédrique

α = β = γ # 90° a = b = c

Maille triclinique

α # β # γ # 90° a # b # c

Fig. 1. Représentation schématique des différentes mailles élémentaires


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2. - les édifices cristallins Les édifices cristallins sont des agencements d’éléments chimiques (atomes, ions et molécules) en trois dimensions. Ces éléments sont reliés par des liaisons chimiques et selon des règles bien déterminées. 2.1. - les liaisons atomiques

La liaison covalente : on parle de liaison covalente lorsque deux atomes mettent en commun les électrons célibataires de leurs couches périphériques. c’est une liaison très dure ;

La liaison ionique : qui s’effectue entre ions de charges électrostatiques opposées. C’est une liaison qui est également dure ;

La liaison métallique : elle est caractéristique des métaux. Ces métaux sont formés par un assemblage d’ions positifs. Les électrons libres sont alors mobiles dans toutes les directions vers la périphérie de l’assemblage.

La liaison de Van Der Walls : c’est une liaison de faible énergie, caractéristiques des réseaux de nœuds électriquement neutres. C’est le cas des argiles où les feuillets sont reliés par de faibles liaisons de Van Der Walls.

2.2. - Les règles de Pauling C’est un ensemble de règles qui régissent le mode d’assemblage ainsi que la stabilité des édifices cristallins. Regle 1 : Dans un édifice cristallin, les anions entourent un cation central. Il se forme un polyèdre de coordination dont le centre est occupé par un cation et les sommets des anions. La nature du polyèdre est fonction du rapport entre le rayon du cation et celui de l’anion. La coordinance est le nombre d’anion associé à un cation central.


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Règle 2 : pour qu’un édifice cristallin soit stable, la somme des valences électrostatiques des cations doit être égale à la valence de l’anion.

ecoordinanc

valencetiqueelectrostaval =.

Exemple: Mg2SiO4

Val. el. Si = 4/4 = 1 Val. el. Mg = 2/6 = 1/3 Val. el. Mg2SiO4 = 1 + (1/3)3 = 2 =Val. O Règle 3 : dans un édifice cristallin, les tetraèdres mettent le plus souvent en commun leurs sommets, plus rarement leurs arêtes en commun et jamais leurs faces en commun. 2.3. - Les Règles de Diadochie : C’est un ensemble de règles qui régissent la substitution des éléments dans un cristal (minéral). Règle 1 : la substitution entre deux éléments dans un édifice cristallin est possible si ils sont de même charges et que le rapport de la différence de leurs rayons ioniques à celui de l’ion le plus petit est inférieur a 15%. Entre 15% et 30%, la substitution est partielle Exemple:_Fe (Ri=0,74) et (Ri=0,66A) se substitue en toute proportion dans les péridots.\ - Na (Ri=0,99) et K (Ri=1,33) ne se substituent que dans les feldspaths alcalins et à température élevée. Règle 2 : si deux ions ont des charges identiques mais différents par leurs tailles, c’est l’ion le plus petit qui est incorporé de préférence. Exemple : K (Ri = 1,33) est préféré de Cs (Ri = 1,67) Règle 3 : si deux ions sont de rayons ioniques identiques mais différents de par leurs charges, c’est celui qui a la charge la plus élevée qui est incorporée de préférence. Une substitution entre deux ions de charges différentes est forcément compensée par un autre couple de substitution. Ca (Ri = O,99) et Na se substituent en toute proportion dans les plagioclases.


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Règle 4 : si deux ions ont des charges et des rayons ioniques similaires, c’est celui qui a la plus faible électronégativité qui est incorporé de préférence. Exemple : Fe est préféré de Cu dans les ferromagnésiens 3. - les différentes familles de minéraux : Les minéraux constituant l’écorce terrestre sont regroupés en deux grandes familles :

� Les minéraux silicatés � Les minéraux non silicatés

3.1. - Les minéraux silicatés Ces minéraux sont caractérisés par le polyèdre de coordination formé du cation Si4+ et des anions O2-. Le rayon ionique du silicium est Ri (Si4+) = 0,41 et celui de l’oxygène 1,40. Alors le rapport R(Si)/R(O) = 0,293. Donc le polyèdre de coordination est un tétraèdre dans lequel les quatre ions oxygène entourent l’ion silicium. La charge de l’ion oxygène étant 2- et celui du silicium 4+, le tétraèdre SiO4 aura une charge 4-. La polymérisation de ce tétraèdre est la base de la classification des minéraux silicatés. Ainsi, on distingue six groupes de minéraux silicatés.

Fig. 2. - Motif des minéraux silicatés (Tétraèdre formé à partir des ions Si et O) Les Nésosilicates : ce sont des silicates à tétraèdre isolé. Leur formule structurale est (SiO4)

4-. La saturation se fait soit par deux ions divalents (comme c’est le cas chez les péridots (Mg, Fe)2SiO4) ou un cation tétravalent (comme c’est le cas chez le zircon (ZrSiO4)).


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Les Sorosilicates : ce sont des silicates dont les tetraèdres sont groupés en pairs. Ces deux tétraèdres partagent en commun un sommet. Leur formule structurale est de la forme (Si2O7)

6-. Ce sont des minéraux très rares dans la nature. Cependant, on peut noter l’exemple de la lawsonite dont les valences sont occupées par de l’aluminium et du calcium et, qui piège des molécules d’eau dans sa structure.

Les cyclosilicates : dans ce cas les tetraèdres sont associés en anneaux de 3, 4 ou 6 tetraèdres. Chaque tétraèdre est relié à ses deux proches par ses deux oxygènes. Leurs formules structurales sont de la forme (SinO3n)

2n-. C’est le cas de la cordiérite (Al3(Mg,Fe)2(Si5AlO18)).

Les inosilicates : ils se présentent soit en chaîne simple (chez les pyroxènes) ou double (chez les amphiboles). Leurs formules structurales sont de la forme :

- (SiO3)2- ou (Si2O6)

4- (donc SinO3n)2n-chez les pyroxènes dont on peut noter l’enstatite (Mg2(Si2O6)), le diopside (CaMg(Si2O6)).

- (Si4O11)6- dans lequel s’insère un ion OH- augmentant ainsi sa valence. On

peut citer l’exemple de l’anthophyllite (Mg7(Si4O11)2(OH)2).


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Les Phyllosilicates : dans ce cas, les tetraèdres sont associés en feuillets. Leur formule structurale est de la forme (Si4O10)

4-. Ils piègent en général deux ions OH- ce qui contribue à augmenter leur valence. Exemple : Talc (Mg3(Si4O10)(OH)2).

Les Tectosilicates : chaque tétraèdre est relié à ses quatre voisins par ses quatre oxygènes. Donc, il n’existe pas de valences libres. C’est le cas des minéraux du groupe de la silice dont le quartz (SiO2). Cependant, on peut avoir une substitution entre le


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silicium et l’aluminium ce qui va libérer des valences qui seront ensuite saturée par d’autres cations comme c’est le cas de l’albite (NaAlSi3O8) et la néphéline (NaAlSiO4).

3.2. - les minéraux non silicatés Ce groupe regroupe des minéraux dont la teneur en silicium est faible et inférieure à 10%. On distingue ainsi : Les carbonates : ils sont caractérisés par l’ion carbonate qui s’associe le plus souvent à des cations divalents Fe, Ca, Mg. Ils se forment par précipitation chimique ou biochimique en milieu aquatique. Ce sont principalement La calcite (CaCO3) qui en est le plus stable et fait effervescence avec l’acide à froid. L’aragonite (CaCO3, H2O) métastable et donc évolue en calcite. Elle fait aussi effervescence avec l’acide à froid. La dolomite ((Ca, Mg)(CO3)2) qui montre une alternance de couches calcique et de couche magnésienne. Elle fait aussi effervescence avec l’acide mais à chaud. Les évaporites : ce sont des minéraux surtout fréquents dans les roches sédimentaires. Citons entre autres Les halogénures : dont les fluorures tels que la fluorine (CaF2), et les chlorures comme la halite (NaCl). Les sulfates : sont caractérisés par l’ion sulfate ((SO4)

2-). Parmi ces minéraux, on peut citer le gypse (CaSO4, 2H2O), la barytine (BaSO4), l’anhydrite (CaSO4). Les sulfures : ce sont surtout les minerais métalliques tel que la pyrite (FeS2), la galène (PbS). Les oxydes et hydroxydes : Les oxydes se forment par association des atomes avec l’oxygène. Ce sont en général des minéraux métalliques tels que l’hématite (Fe2O3), la magnétite (Fe3O4), le corindon (Al2O3).


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Les hydroxydes : dans ce cas, on a une association entre ces éléments et l’ion hydroxyde (OH-). Exemple : Goethite (FeO2H). Les phosphates : l’anion caractéristique de ces minéraux est l’ion phosphate (PO4)

3-. Exemple : le groupe de l’apatite (Ca5(PO4)3(OH, F, Cl)). Les éléments natifs : ce sont surtout les métaux précieux (or, argent) mais aussi le diamant, le graphite.


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Chapitre 3. Géodynamique interne

I. - Convection thermique et Dérive des continents La géodynamique interne est l’ensemble des forces qui se manifestent à l’intérieur du globe terrestre. Ainsi, on peut noter les mouvements de convection lents du manteau et les déplacements consécutifs de l’écorce terrestre. Ces forces sont aussi à l’origine des éruptions volcaniques, des séismes mais aussi de la formation des chaines de montagnes et des phénomènes de rifting. 1. - les mouvements de convection du manteau Le manteau terrestre est, comme nous le savons, cette zone comprise entre la croûte et le noyau. Sa partie superficielle forme avec la croûte ce qui est appelé la lithosphère. A l’intérieur du globe terrestre, on note des lignes d’égales températures connues sous le terme d’isotherme.

Fig. 1. - Convection thermique et conséquence sur le globe terrestre Entre la base du manteau (isotherme 3000°) et sa limite supérieure (isotherme 1350°C) règne un très fort gradient thermique. Cela a pour conséquence une apparition d’un gradient de densité inverse. Les roches les plus profondes, sous l’effet de la température élevée, voient leurs densités diminuer. En plus de cela, un flux de température passe des couches les plus profondes vers les couches les plus superficielles. Les roches de profondeur auront donc tendance à se soulever tandis que les parties les plus en surface plus froide aura tendance à s’enfoncer. Pour rendre compte de ces mouvements, des modèles sont mis sur place. Dans n’importe lequel de ces modèles, la couche supérieure de la cellule est la limite lithosphère-asthénosphère. Cependant, la couche inférieure est, selon les cas, la limite manteau supérieur-manteau inférieur ou manteau inférieur-noyau.


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1.1. - le modèle monocouche Dans ce modèle, l’ensemble du manteau est considéré comme une seule couche (une seule cellule). La croûte océanique subductée plonge dans le manteau jusqu’à la limite manteau-noyau. Ensuite son matériel fond et donne lieu à un panache plus dense que le matériau autochtone. Dans ce modèle, une seule cellule de convection brasse l’ensemble du manteau. La remonté du magma profond se fait par des panache donnant lieu à des points chaud. Les magmatismes des dorsales se produisent au dessus des cellules de convection thermiques.

Fig. 2. - Représentation schématique du modèle monocouche 1.2. - le modèle bicouche Selon ce modèle, le manteau renferme deux cellules de convection thermique. L’une dans le manteau inférieur et l’autre dans le manteau supérieur. La subduction s’opère entre les branches descendantes des cellules de convection thermique et se limite à l’interface manteau supérieur-manteau inférieur. Le matériau fond pour remonter sous forme de magmatisme en empruntant les branches ascendantes des cellules de convection thermique du manteau supérieur au niveau des dorsales. Le magmatisme dans ce modèle peut aussi s’opérer par phénomène de diapirisme donnant lieu à des points chauds. Cette remonté se fera suivant les branches ascendants des cellules de convection thermique du manteau inférieur et prennent naissance à l’interface manteau inférieur-noyau.


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Fig. 3. - Représentation schématique du modèle bicouche 1.3. - le modèle mixte Selon ce modèle, dans le globe terrestre, on note des zones où il y a une convection monocouche tandis que dans d’autres zones il y a une convection bicouche. La croûte océanique subductée arrive soit à la limite inférieure du manteau inférieur ou à l’interface manteau inférieur-noyau et donne lieu à des panaches pouvant être de nature OIB, des arcs volcaniques. Dans ce modèle, les points chauds prennent naissance soit à l’interface manteau inférieur-manteau supérieur ou à l’interface manteau inférieur-noyau. Dans tous les cas, ils donnent lieu à des OIB. A travers les branches ascendantes des cellules de convection thermique à la hauteur des dorsales océaniques se forment des MORB

Fig. 3. - modèle de convection mixte


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Ces convections mantelliques seraient à l’origine de la dérive des continents, éléments indispensables pour la compréhension de la tectonique des plaques, séisme et volcanisme. Les plaques sont des morceaux de lithosphères rigides qui flottent sur l’asthénosphère relativement plastique et plus dense. 2. - la dérive des continents La théorie de la dérive des continents a été mise sur place par un géophysicien allemand du nom de Wagner. Selon cette théorie, le globe terrestre tel que nous le connaissons aujourd’hui provient d’un long processus d’évolution d’une masse terrestre unique. Et à Wilson de décrire un cycle dans lequel des océans naissent et disparaissent. Ainsi, A la fin du primaire, notre globe terrestre était constitué d’un mégacontinent qu’on appelle la Pangée. Cette Pangée est séparée en deux gros blocs par une sorte de mer appelée la Téthys. Au nord de la Téthys est située la Laurasie constituée de l’Amérique du nord, et de l’Eurasie tandis qu’au sud de la Téthys on a le Gondwana renfermant l’Amérique du sud, l’Afrique, l’Inde, Madagascar, l’Australie, la Péninsule Arabique et l’Antarctique. Au secondaire Au début du secondaire (250 M années), la Téthys s’ouvre et le canal de Mozambique apparaît en séparant l’Afrique de Madagascar. Ensuite, le Gondwana se subdivise en trois entités à savoir le bloc Australo-Indo-Malgache, le bloc Amérique du sud-Afrique et le bloc Antarctique.

Fig. 4. - Etat du globe Secondaire Vers 140 M années, le bloc Australo-Indo-Malgache se divise en trois entités donnant ainsi naissance à l’océan Indien. Vers 110 M années, l’Amérique du nord s’écarte de l’Europe et l’Amérique du sud de l’Afrique. Cela donnera naissance à l’océan Atlantique.


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Fig. 5. - naissance de l’Atlantique à 110M ans Au tertiaire Au début du tertiaire, le globe possède sa configuration actuelle. Cependant, les deux Amériques ne sont pas reliées et le Groeland reste soudé à l’Amérique du nord et aux iles Britanniques. Jusqu’au début du tertiaire, le continent asiatique est encore insolite.

Fig. 6. - Evolution de l’Atlantique au Tertiaire Vers 25 M années, l’Inde rejoint l’Asie et la collision des blocs donne naissance à la chaine de l’Himalaya. Vers la fin du tertiaire, la Téthys s’est refermée par soudure de l’Afrique et de la Péninsule arabique à l’Europe. A environ 5 M années, le Détroit de Gibraltar s’ouvre et alimente à nouveau la Téthys ce qui fut à l’origine de la méditerranée. C’est aussi à cette période que va naître la mer rouge et que la célèbre rift Valley s’est mise en place. Les deux Amériques se rejoignent par la mise en place de l’Isthme de Panama. Ainsi, à la fin du tertiaire, le globe a est déjà ce que nous lui connaissons aujourd’hui.


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Fig. 7. - Aboutissement de l’évolution du globe à la fin du tertiaire Cependant, en suivant la théorie de la tectonique des plaques, l’évolution de la terre est loin d’être dans sa phase finale. 3. - les preuves de la dérive des continents 3.1. - les preuves topographiques Elles constituent les preuves les plus remarquables de la théorie de la dérive des continents. L’imbrication parfaite entre la côte Est de l’Amérique du sud et la côte ouest de l’Afrique montre leur soudure dans un passée lointain. 3.2. - les preuves paléontologiques La paléontologie montre que l’Amérique du sud, l’Afrique, l’Inde, l’Antarctique et l’Océanie étaient soudées au Mésozoique puisque les mêmes reptiles (Mésosaurus, Cynognathus, Hystrosaurus) sont rencontrés dans ces domaines avec une flore à Glossoptéris. A la fin du tertiaire (vers 5 M années), les preuves de la soudure des Amériques sont données par l’existence des faunes caractéristiques qui ne seront freinées qu’au nord du Mexique par le désert. 3.3. - les preuves géologiques En rapprochant les côtes de l’Amérique du sud et de l’Afrique, on remarque une nette similitude des formations Précambriennes (craton Ouest-Africain et de l’Est du Brésil) avec une continuité remarquable. De même, les formations postérieures au Précambrien (datant du Primaire) dans ces zones suivent aussi cette logique. De même la logique de mise en place de la chaine calodonniène du paléozoïque inférieur ne se comprend qu’après superposition entre l’Europe, le Groeland et les Appalaches. Le même argument est aussi valable pour la chaine Hercynienne du Paléozoique supérieur qui s’étend sur les Appalaches et l’Europe.


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II. - Tectonique

Comme nous l’avions vu dans les chapitres précédents, le globe terrestre est constitué dans sa partie supérieure de la croûte qui repose sur le manteau. La partie superficielle du manteau et la croûte forment la lithosphère. Cette dernière se subdivise en differents morceaux que l’on appelle plaques lithosphériques. La tectonique est la discipline des sciences de la terre qui étudie les déformations des parties superficielles du globe terrestre. La tectonique des plaques s’intéresse à la déformation à grande échelle de la lithosphère conséquente de la dynamique interne du globe. 1. - les différentes plaques tectoniques

� Les grandes plaques Nord-Américainne, Sud-Américainne, Pacifique, Eurasiatique, Africaine, Australo Indienne, Antarctique.

� Les petites plaques Nazca, Caraïbes, Iranienne et Phillippines Ces plaques sont rigides et ont des épaisseurs allant de 50 à 150km de profondeur. Elles reposent sur l’Asthénosphère plus dense et plastique soumise aux forces internes ce qui est à l’origine de leurs mouvements. 2. - les mouvements des plaques Les plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres. Ces mouvements sont de trois types :

Fig. 8. - Les différents types de frontières de plaques


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- Les mouvements divergents, - Les mouvements convergents ; - Les limites transformantes. 2.1. - les mouvements de divergence Le flux de chaleur à l’intérieur du globe terrestre concentre la chaleur vers la périphérie de la surface en dessous du Moho. Cela conduit à la dilatation des matériaux chauffés sous les océans. Il en résulte des forces de tensions qui font glisser les frontières des plaques (sous les océans) à structures particulières qu’on appelle des dorsales médio-océaniques. Ces dorsales sont des montagnes sous-marines pouvant aller jusqu’à 3km d’altitude. Par rapport au niveau moyen de la plaque océanique. C’est à ce niveau qu’a lieu l’accrétion. Le magma se refroidit au contact de l’eau de mer repoussant ainsi l’ancienne lithosphère de part et d’autre de la dorsale. Suite à l’étalement du matériel de la croûte, il se forme au milieu de la dorsale un fossé d’effondrement appelé rift médio-océanique. C’est donc à ce niveau qu’a lieu l’accroissement crustal. Ce phénomène conduit également à des phénomènes d’océanitisation lorsqu’il se produit dans les continents.

Fig. 9. - figure interprétative des zones de divergence de plaques 2.2. - les mouvements convergents Avec l’age, la lithosphère océanique se refroidit de plus en plus et voit ainsi sa densité augmenter. Par des phénomènes de subsidence, elle s’enfonce dans l’asthénosphère : c’est l’isostasie. A la frontière de deux plaques convergentes, celle la plus vieille va alors s’enfoncer dans le manteau et en dessous de celle qui est la plus jeune ; on dit qu’il y a subduction. Vu la différence de température qui règne entre le manteau et la croûte, cette dernière fond et donne lieu à un magma.


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Si au niveau des dorsales on a une formation de croûte océanique, dans les zones de subduction on note leur destruction.

Quand deux plaques océaniques convergentes, la plus vieilles plonge dans le manteau et on assiste à la formation de fossé océanique pouvant aller jusqu’à 11km de profondeur. La remonté du magma provenant de la fusion partielle de cette croûte donne lieu à des arcs insulaires. S’il y a convergence d’une plaque océanique et d’une plaque continentale, la première est toujours subductée. Au niveau de la zone de contact, les sédiments forment un prisme d’accrétion. La croûte océanique fond partiellement et le magma résultant donne des arcs volcaniques continentaux. Les phénomènes de convergences se terminent par la convergence de deux plaques continentales. Dans ce cas, il y a d’abord formation d’arcs volcaniques continentaux et disparition progressive de l’espace océanique qui se trouve entre les deux continents. Ce processus finit par la collision des continents conduisant ainsi à la formation de chaines de montagne. Un blocage de la subduction conduit à l’obduction qui peut être à l’origine de la formation d’une chaine de montagne.

Fig. 10. - Mouvements de convergences (plaque océanique - plaque océanique (en haut) et plaque océanique - plaque continentale (en bas))

1.3. - Les mouvements transformants Dans certains cas des plaques peuvent avoir des mouvements relatifs l’une par rapport à l’autre (mouvements de coulissage). Il y a ni destruction ni construction de matériaux. C’est seulement un cisaillement qui est noté.


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Fig. 11. - Limites transformantes de plaques Ces mouvements des plaques lithosphériques ont des conséquences dans la configuration géologique du globe terrestre.

III. les conséquences de la tectonique des plaques

La tectonique des plaques ou l étude des mouvements des plaques a permis d’éclaircir beaucoup de mystères qui au paravent étaient restés inexpliqués. Ces mouvements ont pour conséquences des éruptions volcaniques, des tremblements de terre, mais aussi la formation des chaines de montagnes. 1. - les séismes (ou tremblement de terre) La lithosphère est rigide et repose sur l’asthénosphère plastique. Les déplacements des plaques tectoniques entraînent une accumulation d’énergie élastique dans la lithosphère. Lorsque dans un domaine donné la limite d’élasticité des roches lithosphériques est atteinte, alors elle se rupturent. Cette rupture s’accompagne d’une libération brusque de l’énergie emmagasinée suivant un plan de faille (conséquente de la rupture) sous forme de séisme. Le foyer ou hypocentre est le lieu dans le plan de faille où le séisme a pris naissance. A la verticale de ce foyer, sur la surface terrestre, se trouve l’épicentre. Cet épicentre correspond aussi au point où le séisme est le plus ressenti. Deux variables permettent de quantifier un tremblement de terre. Il s’agit de son intensité et de sa magnitude.


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Fig. 12. - Séisme et ses conséquences

L’intensité du séisme est quantifiée par les dégâts causés en surface. C’est une quantification subjective. Elle permet donc d’évaluer les tremblements de terre du passé. Elle est déterminée grâce à l’échelle de Mercalli. La magnitude d’un tremblement de terre est déterminée à partir de la quantité d’énergie dégagée à l’hypocentre. Cette détermination est objective. Pour localiser l’épicentre d’un séisme, on se sert des ondes sismiques. Par exemple, en se basant sur le principe que`les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S, on peut determiner avec certitude l’épicentre. En effet, des courbes étalons dans les quelles les temps de propagation des ondes P et S sont représentés en fonction de la distance parcourue. Donc, la connaissance du retard des S par rapport aux ondes P permettra de déduire la distance entre le lieu d’enregistrement et l’épicentre.


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Fig. 13. - Courbe étalon de propagation des ondes

Ainsi, on définit un périmètre de possibilité quant à la position de l’épicentre. Un minimum de trois lieux d’enregistrement est necessaire pour déterminer avec exactitude le foyer. Dans la pratique on utilise plus de trois points de mesure.


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Fig. 14. - Méthode de détermination de l’épicentre

La tectonique des plaques permet d’expliquer la distribution des séismes. Celle-ci n’est pas aléatoire. Elle est remarquablement située au niveau des limites de plaques. On distingue trois principales classes de séisme.

� Les séimes superficiels dont les foyers se situent a moins de 100 km de profondeur. On les retrouve aussi bien aux frontières divergentes qu’aux frontières convergentes de plaques

� Les séimes intermédiaires dont l’hypocentre est localisé entre quelques dizaines de kilomètres et moins de 200 kilomètres. Cette classe de séismes est surtout rencontrée aux frontières convergentes de plaques.

� Les séismes profonds dont l’hypocentre peut être localisé jusqu'à des profondeurs de 700km c'est-à-dire situé à la base de l’asthénosphère.

NB : Les séismes ne se produisent pas dans l’asthénosphère mais plutôt dans la lithosphère rigide. Il peut également y arriver que des séismes se produisent à l’intérieur des plaques suite à un volcanisme de point chaud.

E


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Fig. 15. - Les différentes familles de Séismes 2. - les volcans Comme c’est le cas pour les séismes, la répartition des volcans sur le globe terrestre n’est pas aléatoire. A coté des volcanismes des dorsales, on note des volcanismes des limites de convergence. Il peut aussi arriver que le volcanisme ait lieu à l’intérieur d’une plaque le plus souvent océanique.

Au niveau des marges en construction, le volcanisme est bien marqué surtout dans l’axe du rift. Ce volcanisme est la conséquence de l’écartement qui engendre un système de failles que le magma issu de la fusion du manteau pourra alors emprunté. Ce phénomène peut aussi avoir lieu dans une croûte continentale comme c’est le cas pour les rifts de Carlsberg qui se prolongent dans le continent africain par les rifts Valley. Si au niveau des rides médioocéaniques on a des basaltes en pillow-lavas, dans le cas des continents on notera la mise en place d’énormes quantités de laves effusives.

Au niveau des marges en destruction, on a la subduction entre deux plaques océaniques où entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale. Dans tous les cas, l’eau s’infiltre dans le manteau baissant ainsi sa température de fusion. Cela conduit ainsi à la fusion partielle de ce manteau. Si c’est une convergence lithosphère océanique - lithosphère océanique, il se forme alors un arc insulaire (ceinture de feu du pacifique) sur la croûte chevauchante alors que si c’est une convergence croûte océanique-croûte continentale, il se forme alors un arc continental. (cascade des ranges).

Dans le cas du point chaud, la compréhension du processus manque. Cependant, on sait que c’est un cas qui vient confirmer l’étalement de la lithosphère surtout océanique dans le pacifique. Le point chaud fonctionne sporadiquement. Si la lithosphère passe au dessus du point chaud en activité, un volcan la perce. Cela permet aussi d’orienter le sens du mouvement des plaques.


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Fig. 16. - Répartition des volcans dans le globe terrestre 3. - la déformation des roches Un volume de roche de la croûte soumis à des contraintes a tendance à se déformer à partir d’un certain moment. Trois types de déformation peuvent être notés : élastique, plastique et cassante.

La déformation élastique Un matériau sollicité dans ce domaine emmagasine de l’énergie. La relation entre la contrainte et la déformation est linéaire. Si la force responsable de la contrainte est annulée, le matériau reprend son volume initial en libérant l’énergie qui a été emmagasinée. Le cœfficient de linéarité entre la contrainte et la déformation est le module de rigidité.

La déformation plastique Jusqu’au seuil de plasticité, la déformation des roches est élastique. A partir de cette contrainte, la déformation devient plastique. Dans ce domaine plastique, après la suppression des contraintes, toute l’énergie emmagasinée n’est pas libérée ce qui conduit alors à une déformation résiduelle. La relation contrainte-déformation dans ce domaine n’est plus linéaire.

La rupture Lorsque la contrainte augmente davantage, il arrive un moment où le matériau casse. La contrainte minimale pour laquelle le matériau se casse est le seuil de rupture. Aussi bien la température que la pression jouent un rôle important dans le mode de déformation des roches. Cela montre aussi que le rôle de la profondeur dans la déformation des roches crustales est négligeable.


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Le temps et la composition des roches sont aussi des facteurs non négligeables quant aux modes de déformation des roches. 4. - formation des chaines de montagne La formation des chaines de montagne est la conséquence de la tectonique des plaques. On distingue ainsi les chaines de subduction, des chaines d’obduction et des chaines de collision.

Fig. 17. - Les différents types de chaines de montagne


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CHAPITRE 4. - LE MAGMATISME ET LES ROCHES MAGMATIQU ES Introduction Le magma est un bain silicaté fondu à haute température et pression. Il provient de la fusion partielle de la croûte (magma crustal) ou du manteau (magma mantellique). La cristallisation de ce liquide donne des roches magmatiques ou éruptives. Selon le lieu de cristallisation on distingue :

� Les roches plutoniques lorsque la cristallisation s’est faite en profondeur, � Les roches hypovolcaniques si la cristallisation s’est produite en subsurface ; � Les roches volcaniques si la cristallisation s’est faite en surface.

La genèse de ces roches est gouvernée par les paramètres physiques (température et pression) qui conduisent à des processus de fusion partielle et de cristallisation. 1. - Genèse et formation du magma Comme nous le savons, le magma provient soit de la fusion partielle de croute terrestre ou du manteau. Ainsi, on parle de magma crustal ou palingénétique et de magma juvénile ou mantellique. Le magma crustal se forme lors d’un état très avancé de métamorphisme qui atteint l’anatexie granitique. Il se forme un magma acide et donc très riche en silice. Le magma mantellique par contre se forme à des profondeurs plus importantes dans le manteau inférieur ou à l’interface manteau inférieur-manteau supérieur. C’est un magma basique pauvre en silice. Aussi, la nature du magma et sa richesse en éléments les uns par rapport aux autres est contrôlés par le mécanisme de fusion partielle. Cela est surtout remarquable pour le magma en provenance du manteau. Dans le manteau, on distingue des zones fertiles riches en éléments qui fondent facilement et des zones appauvries en ces éléments et par conséquent riches en fer et en magnésium. Lors de la fusion, les premiers liquides qui se forment sont très riches éléments fertiles et avec l’appauvrissement, on note une diminution de la richesse du magma en ces éléments qui s’accompagne de son enrichissement en éléments appauvris. Trois types de mécanismes de fusion partielle peuvent être notés à savoir la fusion à l’équilibre, la fusion factionnée et la fusion incrémentale. La fusion à l’équilibre : au cours de cette fusion, le liquide formé et le solide résiduel sont en équilibre. Donc, il n’y a pas de séparation entre ces deux corps. Le premier liquide formé au cours d’une telle fusion aura la composition de l’Eutectique. En même temps, la composition du solide résiduel va évoluer vers la composition de l’un des éléments. Ensuite, la composition du liquide évolue au même moment que celui du solide. Lorsque l’un des constituants aura disparu, alors la fusion se fera suivant la ligne séparant les deux constituants qui restent. En fin de fusion partielle, toute la composition du solide résiduel sera la composition du cristal non fondu complètement. La fusion fractionnée : au cours de cette fusion, le liquide qui se forme se sépare aussitôt du solide résiduel. Tant que la température de l’Eutectique ne sera pas atteinte, on aura pas de fusion. Lorsque l’eutectique est atteint alors il se forme un liquide eutectique. Tant que l’un des constituant n’aura pas complètement fondu, on reste dans les compositions de cette eutectique. Lorsque l’un des constituants aura complètement disparu, alors les


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deux corps restant vont évoluer comme un système binaire. Donc, la fusion va reprendre lorsqu’on atteindra l’Eutectique du système binaire. Là encore, la composition du liquide reste constante jusqu’à ce que le deuxième constituant ait complètement disparu. A ce moment, le solide résiduel aura la composition du troisième constituant. La fusion incrémentale : au cours de cette fusion, le liquide qui se forme reste en contact avec le solide jusqu’à un certain seuil à partir duquel il est éjecté. 2. - Evolution du magma : Les premières phases d’évolution du magma sont marquées par la séparation du magma avec le solide résiduel. L’évolution du magma commence par la ségrégation magmatique. Celle-ci consiste en une collecte des du liquide magmatique formé dans le manteau. Cette collecte est largement dépendant de la différence de densités entre le liquide formé et le solide résiduel ( )1( ρ∆= fSM ). Cette différence de densité varie avec la profondeur. Plus on avance dans le manteau, plus la DDD diminue jusqu’à disparaître aux environs de 200km. Par conséquent dans ces zones les roches remontent par des phénomènes de diapirisme. Après cette phase, le magma remonte à travers le manteau et la lithosphère. Cette phase est nommée ascension magmatique et dépend des caractéristiques de ces milieux. Si le milieu est perméable, l’ascension se fait par la loi de Darcy. L’ascension peut aussi se faire à travers des fissures et dans ce cas elle est modelée par la circulation de fluides dans un conduit. La remonté du magma se fait soit par écoulement laminaire ou par écoulement turbulent. La cheminée volcanique est dans ce cas considérée comme un conduit cylindrique. La circulation du magma dans un tel système dépend de la viscosité effective. Dans la croûte, cette remonté magmatique entre les branches ascendantes des cellules de convection thermique conduit à leur cristallisation au voisinage du MOHO et à la verticale des rides médioocéaniques. Cela conduit ainsi à une initiation de la chambre magmatique qui sera par la suite remplie par le liquide magmatique. La cristallisation du magma commence dans cette chambre magmatique. Celle-ci est fractionnée avec la formation d’abord de minéraux lourds qui vont se déposer en base de la chambre pour donner des cumulas puis des gabbros lités et des gabbros. Enfin une partie va réussir à arriver en surface pour donner des basaltes. Ainsi, les diagrammes ci-dessous résument les phénomènes qui découlent des processus magmatiques depuis la chambre magmatique jusqu’au volcanisme… La température et la pression sont les facteurs qui gouvernent la fusion des roches (crustales ou mantelliques).


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Solidus et liquidus des roches et influence de l’eau

Le solidus est la courbe qui sépare la phase solide du mélange solide-liquide. A ce niveau apparaissent les premiers cristaux du mélange considéré. Le liquidus est la courbe qui sépare la phase solide-liquide de la phase totalement liquide. A ce niveau tout le solide aura complètement fondu et le mélange est entièrement liquide. En ajoutant à ce système un corps étranger, il se produit une baisse de température. Dans la nature, ce rôle est surtout joué par l’eau. Cette phase est ainsi suivie d’une phase de cristallisation magmatique. 2. - la cristallisation expérimentale Pour cette étude, nous prendrons deux exemples de mélanges : un mélange à deux constituants miscibles (Albite [NAlSi3O8] - Anorthite [CaAl2Si2O8]) et un mélange à deux constituants non miscibles (Albite-Quartz [SiO2]). - les minéraux Albite et Anorthite constituent les pôles de la série isomorphe des plagioclases. Du fait des rayons ioniques RNa = 0,95 et RCa = 0,99 très proches, une substitution est possible entre Na+ et Ca2+. Cette substitution est compensée par celui de du Si4+ par Al3+ ayant également des rayons ioniques très proches puis que la valence électrostatique de l’ion doit être saturée. La température de fusion de l’albite est de 1120°C et celle de fusion de l’anorthite est de 1553°C.


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Supposons un mélange M constitué de 80% anorthite et 20% albite. Dans un tel mélange, la température d’apparition des cristaux est inférieure à la température de cristallisation de l’anorthite mais supérieure à la température de cristallisation de l’albite. Cette température constitue la température d’équilibre du mélange. Le minéral qui se forme en premier a une composition qui est plus riche en anorthite et au fur et à mesure que la cristallisation s’effectue la teneur en anorthite diminue. Maintenant, si la cristallisation est suffisamment lente, alors les minéraux s’équilibrent et en fin de cristallisation les minéraux ont la même composition que le liquide de départ. Cela se produit en cristallisation lente durant laquelle les minéraux formés ne sont pas soustraits du mélange. Si le refroidissement est lent, on note un zonage des cristaux. Une cristallisation plus lente mais fractionnée des minéraux conduit à une ségrégation minérale car chaque minéral qui se forme se dépose par gravité au fond de la solution.

Evolution d’un mélange miscible : cas du système Albite-Anorthite - le quartz et l’albite constituent deux minéraux non miscibles à l’état solide. Ainsi, considérons deux mélanges dont l’un est riche en quartz (M1) et l’autre riche en albite (M2). Appelons TQ la température de cristallisation du quartz et par TA celle de cristallisation de l’albite. Pour le mélange M1, à une température T1 inférieure à TQ,

apparaissent des cristaux de quartz. Les températures diminuant davantage, la cristallisation suit la ligne du liquidus jusqu’à la température de l’Eutectique (TE) où on


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note l’apparition des premiers cristaux d’albite en équilibre avec les cristaux de quartz. Dans le cas du liquide M2, la cristallisation commence à une température T2 inférieure à TA et donne des cristaux d’albite. Lorsque la température continue de baisser, la cristallisation s’opère suivant la ligne du liquidus de ce cristal jusqu’à l’eutectique où les premiers cristaux de quartz apparaissent en équilibre avec les cristaux d’albite. Que l’on soit en mélange M1 ou M2, lorsque la température de l’eutectique est atteinte, alors les deux cristaux se trouvent en solution dans le mélange. La température est alors constante à ce niveau jusqu’à la formation des minéraux. En-dessous de ce point eutectique E, tout le mélange sera à l’état solide. NB : cas de la nature - Série réactionnelle de Bowen : A partir de ces expériences de cristallisation, Bowen a pu énoncer l’ordre d’apparition des minéraux dans un magma basaltique. Ainsi, deux séries sont définies : celle des ferromagnésiens (qui voit apparaître des termes de moins en mois riche en Mg et Fe) et celle des plagioclases (qui montre des termes de moins en riches en Ca).

Pour la série des ferromagnésien, l’olivine est le premier minéral à apparaître à partir du liquide de départ. Ensuite, cette olivine baignant dans le liquide réagit avec celui-ci pour donner des pyroxènes. Si le magma contient suffisamment de silice, de Na, de Ca et de K alors les pyroxènes réagissent avec le liquide pour donner des amphiboles et ces derniers réagissent avec le liquide pour donner des micas.

Pour la série des plagioclases, qui forment d’ailleurs une série isomorphe entre le pole albite et le pole anorthite, on passe des plagioclases les plus riches en calcium aux plagioclases les plus riche en sodium. Ces séries, en plus de pouvoir permettre une meilleure compréhension des domaines de stabilité des minéraux permettent également de comprendre les conditions de co-existence de certains minéraux.


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Série réactionnelles de Bowen 3. - les roches magmatiques


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3.1. - Les roches intrusives 3.1.1. - Les roches plutoniques Ce sont des roches formées par le refroidissement du magma en profondeur. Ces roches forment des plutons dans l’encaissant. Le refroidissement est lent et la texture de la roche est grenue. Les minéraux sont alors bien visibles à l’œil nu. La roche peut même être constituée de minéraux de très grandes tailles et la texture de la roche est dite pegmatitique. Ce sont des roches qui gisent entre 2 et 50 km dans la croûte. Exemples : gabbro, granite, syénite, granodiorite, diorite. 3.1.2. - Les roches hypovolcaniques Ces roches cristallisent en subsurface. Leur refroidissent est peu lent. Les minéraux ont alors le temps de bien se former mais ne se développent pas. Les cristaux sont à peine visibles à l’œil nu. Le gradient thermique entre les lieux de formation et de cristallisation du magma est faible. Il peut arriver que de grand cristaux apparaissent dans ces roches et la texture est dite microgrenue porphyrique. Exemples : microgranite, microdiorite, microsyénite. NB : les roches plutoniques et hypovolcaniques sont qualifiées de roches holocristallines ou intrusives. 3.1.3. - Structures des massifs intrusifs Ces roches intrusives montrent des aspects variés relativement à leurs lieux de genèse. Les Batholites : ce sont des roches qui se mettent en place à de grandes profondeurs. Ils apparaissent le plus souvent circulaires ou elliptiques avec des diamètres supérieurs à 100km. Ils sont également discordants à leur encaissant. Les laccolithes : ce sont des structures magmatiques concordantes aux couches sédimentaires encaissantes. Elles ont la forme d’une lentille à base plate et se mettent en place à des profondeurs inférieures à 5km. Leur taille est de quelques kilomètres de diamètres. Les lopolithes : tout comme les laccolithes, ces structures sont aussi concordantes aux roches encaissantes. Elles se mettent en place à des profondeurs plus importantes que les précédentes avec des diamètres pouvant faire jusqu’à 100km. Les laccolithes comme les lopolithes se forment le plus souvent à partir d’un magma plus ou moins visqueux. Les sills : ce sont également des intrusions de roches parallèles aux couches dans lesquelles elles s’insèrent. Ils présentent de grandes extensions latérales mais avec de faibles épaisseurs (variant de quelques centimètres à quelques centaines de mètres). Donc ils se présentent sous forme de plaques concordantes aux couches. Les dykes : ce sont des structures tabulaires discordantes aux couches sédimentaires. Elles se forment par refroidissement du magma dans les fissures des roches. Ils présentent une grande extension latérale et d’épaisseurs très faibles. Les pipes : ce sont des remplissages de la cheminée volcanique par des fragments de roches le plus souvent soudés par de la lave solidifiée. Cela peut aussi être un remplissage par des fragments de roches arrachés à la paroi. Les Necks : ce sont les parties exposées d’une cheminée volcanique. Ils se présentent en aiguilles.


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3.3. - Le volcanisme et les roches volcaniques 3.3.1. - les différents types de volcans Au cours d’une éruption volcanique, trois types de produits sont émis : les gaz, les solides et les liquides ainsi, le dynamisme du volcan et la morphologie de l’édifice dépendent de l’abondance relative de ces produits.

Les differents types de magmas en fonction des phases de la matière

� le type vulcanien (gaz) : le cône volcanique est essentiellement formé de pyroclastites c'est-à-dire de fragments d’éléments issus du magma à chaud. Au cours d’une telle émission, les laves sont de type andésitique, riche en silice, très visqueuses. Les émissions de ce type laissent échapper difficilement les gaz d’où leur caractère explosif. En plus de cela, la forte explosion résulte d’une augmentation de la pression des gaz sous la cheminée bouchée par la lave. Ces volcans émettent des nuées ardentes et des panaches volcaniques. Leurs appareils volcaniques sont des caldeiras type ou des Maars qui sont des dépressions provenant de la pulvérisation du cône initialement mis sur place.

� le type Hawaien : Ces types de volcans émettent des laves basaltiques très pauvres en silice et très fluides. Ces propriétés font que les gaz s’échappent facilement et donc l’explosion est faible et même le plus souvent absente. Le cône volcanique présente ainsi une faible pente. Ce type de volcan caractérise surtout les points chauds. La lave peut aussi se mettre sur place dans une vaste dépression provenant de l’effondrement de la cheminée et qu’on appelle caldeira. Cela donne ainsi un lac de laves.


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� Le type Doméen : Le magma est constitué en grande partie de solide. On parle encore de type extrusif. La lave est alors très visqueuse et par conséquent c’est une lave acide. Cette lave est incapable de s’écouler et l’édifice volcanique se forme et s’écroule. L’appareil volcanique est un dôme avec un cratère absent.

� Le type Strombolien : Encore appelé type mixte, il est intermédiaire entre le type

hawaïen, vulcanien, le type strombolien. Il se manifeste par une alternance de

pyroclastites qui sont des projections grossières (bombes et de lapilli) et de

coulée. Un nuage de cendres peut s'élever à quelques centaines de mètres de

hauteur. La dangerosité dépend de la proximité des implantations humaines. Son

cône est régulier. L’appareil volcanique est un strato-volcan

3.3.2. - les produits volcaniques Lors du volcanisme, trois types de produits sont émis. Il s’agit des coulées, des gaz et des produits solides ou projections. 3.3.2.1. - Les coulées Ce sont des constituants liquides des magmas. Leurs températures varient entre 600 et 1200°C. On en distingue les laves acides visqueuses et des laves basiques plus fluides et dont les températures sont plus élevées que les précédentes et la vitesse d’écoulement plus grande. Pour les laves acides, les coulées sont irrégulières et cela donne souvent lieu à des blocs isolés. Pour les laves fluides, on assiste à une mise en place sous forme d’orgues prismatiques et réguliers lorsque le refroidissement s’est fait après stationnement de la coulée. Emises sous l’eau, les laves basaltiques refroidissent en donnant des basaltes en coussins ou pillow lavas. 3.3.2.2. - Les gaz Les gaz constituent une composante omniprésente dans les magmas. Le gaz le plus représenté est la vapeur d’eau. Ensuite vient le gaz carbonique pouvant être associé à du monoxyde de carbone mais aussi au dihydrogène. Cependant, dans les émissions volcaniques, on rencontre aussi d’autres gaz comme le méthane, l’acide sulfhydrique et le bore. L’abondance des gaz diminue la température de cristallisation des émissions. 3.3.2.3. - Les projections Les pyroclastes : ce sont les plus communes. Leur formation résulte de l'expansion rapide d'un magma qui se désintègre lors d'un dégazage. Ce sont donc des fragments de verres, de cristaux ou de roches produits au cours d'éruptions volcaniques explosives. Les hydroclastes : comme leur nom l'indique, ils proviennent de l'interaction d'un magma avec l'eau de surface (aquifère, lac, eau de mer, glace). La grande différence de température entraîne une trempe très rapide du magma qui ne permet pas une vésiculation importante.


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Les autoclastes : ces particules volcanoclastiques proviennent de la fragmentation par friction qui se produit au sein d'une coulée de lave. Les alloclastes : ces produits sont formés en profondeur par fragmentation de roches volcaniques préexistantes au cours de processus ignés, en relation ou non avec une intrusion de magma. Ces fragments de roches peuvent aussi être classés suivant leurs tailles, leurs formes et leurs aspects. Ainsi, on peut distinguer :

Blocs et Bombes Les Blocs : ce sont des produits solides de tailles supérieures à 32mm. Ils sont anguleux et projetés à l’état solide. Les Bombes : elles sont de mêmes dimensions que les blocs mais proviennent de la fragmentation du magma pâteux et pouvant englober un noyau solide. Suivant les mouvements qu’elles ont subis leurs aspects sont variés (globuleux, fusiformes ou à surface craquelée). Leur refroidissement s’est fait dans l’air.

Lapilli, Cendres et Poussières Les lapilli : ce sont des fragments de roches de taille comprise entre 4mm et 32mm. Ce sont des éléments irréguliers, bulleux ou vésiculaires. Ils renferment très souvent une forte proportion de verre. Les cendres : ce sont des fragments de roches dont la taille est comprise entre 0,2mm et 4mm. Ce sont des éléments qui, lors de l’éruption volcanique peuvent être envoyés sur des centaines voir même des milliers de kilomètres. Les poussières : ce sont des débris de diamètres inférieur à 0,2mm. Dans l’activité magmatique, elles se trouvent associées aux cendres.

Ignimbrites, Nuées ardentes Ignimbrites : elles proviennent d’un écoulement en nappes kilométriques épais de plus de 100m d’un mélange hétérogène de constituants solides et liquides de tailles variables entrainés dans une mousse de gaz. Les constituants solides des ignimbrites possèdent des blocs de grandes tailles. Les niées ardentes : tout comme les ignimbrites, les nuées ardentes sont constituées d’un mélange de gaz, de solides et de liquides. Cependant sa constitution est moins hétérogène que celle des précédents et elles ne comportent pas de blocs de grandes tailles.

Tufs soudés Ce sont des projections consolidées. Les matériaux constitutifs initialement meubles sont compactés et cimentés. Ils peuvent présenter un aspect stratifié dû à une succession d’éruptions volcaniques. C’est un caractère qu’ils partagent avec les roches sédimentaires. 3.3.3. - Les édifices volcaniques Cônes volcaniques : Relief volcanique à géométrie conique qui se forme autour de la cheminée volcanique en général par accumulation de projections et de laves.


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Lac de laves : c’est une flaque de lave, occupant le plus souvent les zone de cratère ou cheminé qui se sont affaissés en forme de caldeira ou de zones de point bas où s’accumulent des laves magmatiques. Plateau volcaniques : c’est lorsque le magma arrive en surface et forme une élévation dont les parties sommitales sont plates. Ce magma forme un relief en plateau. Mesa : c’est un relief tabulaire constitué par une coulée volcanique laissée en relief après un processus d’érosion. Dôme : Relief magmatique caractérisé par une forme générale hémisphérique. Stratovolcan : Relief volcanique marqué par une succession de couches provenant alternativement de produits de coulée et de produits solides à visqueux. Il est surtout caractéristique des volcanismes intermédiaire. 3.3.4 Texture des roches volcaniques

Si le refroidissement de la roche est très rapide, il se forme alors un verre volcanique. La texture est vitreuse ou hyaline. Exemple : verre volcanique ou obsidienne

Si la roche subit un refroidissement rapide, les minéraux apparaissent sous forme de baguettes allongées appelées microlites qui baignent dans une mésostase hyaline. La texture est dite microlitique. Exemples : Basaltes, Andésites, Rhyolites.


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Ces roches peuvent quelque fois renfermées des inclusions de minéraux visibles à l’œil nu et on parle de texture microlitique porphyrique par opposition à la texture microlitique aphyrique. Dans le cas des dolérites, les microlites sont visibles à l’œil nu.

Si la cristallisation se fait avec échappement de gaz, il se forme des vides dans la matrice rocheuse et la texture est vésiculaire ou poécilitique. Exemple : la pierre ponce. 3.5. - Classifications des roches des roches magmatiques : La classification des roches magmatiques repose sur plusieurs critères. Ainsi, nous retiendrons une classification minéralogique (d'après les minéraux contenus dans ces roches (classification de Lacroix et celle de Streckeisen)), chimique (d'après l’acidité des roches (teneur en SiO2)).

�� Sur le plan chimique :

La « teneur » en SiO2 donne une idée du caractère « acide » ou « basique » d'une roche

magmatique5 :

� une roche acide est saturée en silice avec 66% ou plus en poids de silice SiO2,

d'où des cristaux de quartz en général et des teneurs faibles en fer, magnésium et

calcium ;


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� une roche intermédiaire contient entre 52% et 66% en poids de silice ;

� une roche basique6 est sous-saturée en silice avec une teneur entre 45% et 52% en

poids de SiO2, d'où l'absence de cristaux de quartz en général ;

� une roche ultrabasique contient moins de 45% en poids de silice, elle est de fait

très riche en fer, magnésium et calcium.

Classification des roches des roches en fonction de la teneur en silice

�� Sur le plan minéralogique : Les minéraux cardinaux : ils jouent un rôle de premier ordre dans la classification des roches. Ce sont le quartz, feldspaths alcalins, plagioclases, feldspathoides. Les minéraux essentiels : jouent un second rôle dans la classification des roches. Micas, amphiboles, pyroxènes, péridots. Les minéraux accidentels : Apatite, Grenat, Zircon Classification de Lacroix


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Tableau de Classification de Lacroix Classification de Streickesen

Elle s'applique pour les roches magmatiques contenant moins de 90% de

minéraux ferromagnésiens, c'est-à-dire plus de 10% de minéraux blancs. Donc, cette

classification ne s’applique pas aux roches ultrabasiques. Elle repose sur le fait que

feldspathoïdes et quartz sont incompatibles, ce qui permet de séparer la classification en

deux champs à trois composants chacun, le côté plagioclases-fedspaths alcalins étant

commun : D'un côté les roches à quartz, de l'autre les roches à feldspathoïdes. Les quatre

pôles sont : le quartz, les plagioclases, les feldspaths alcalins, les feldspathoïdes.


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Schématisation de la classification de Streickesen


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Pour compléter cette classification, un autre diagramme est utilisé pour les roches ultrabasiques. Dans ce diagramme, les sommets des tetraèdres sont occupés par l’olivine, le clinopyroxène et l’orthopyroxène.

Classification des roches ultrabasiques


4. - Exemple du Supergroupe de Mako

Carte de la boutonnières de Kédougou-Kéniéba dans le contexte de l’Afrique (in Sarr, 2012)


Carte géologique du secteur de Mako lithostratigraphie de Mako

(in Ngom, 1995)


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Chapitre 5. - Métamorphisme et roches métamorphiques Une roche se forme dans des conditions de température et de pression bien déterminées. Lorsque ces conditions changent, les minéraux peuvent subir des modifications. Ces changements correspondent au metamorphisme. Nous pouvons définir le métamorphisme comme l’ensemble des transformations minéralogiques, structurales et rarement chimiques qui affectent les roches pré-existantes à l’état solide. Ces transformations peuvent affecter des roches sédimentaires et on parle de para métamorphisme. Si elles proviennent de la transformation de roches magmatiques, on parle d’orthométamorphisme. Si ce sont des roches métamorphiques qui sont encore métamorphisées alors on parle de polymétamorphisme. Ces changements sont le plus souvent les conséquences d’une augmentation de pression et/ou de température. Cependant, il peut arriver que le métamorphisme se produise pour des températures qui baissent et on parle de rétrométamorphisme ou de metamorphisme rétrograde ou encore rétromorphose. Par exemple, on peut avoir le cas de la transformation de la biotite en chlorite dans les granites. 1. - les facteurs du métamorphisme La pression et la température jouent les premiers rôles dans le métamorphisme. Cependant, l’apport de nouveaux matériaux peut aussi être à l’origine d’un métamorphisme. 1.1. - la température La température dans le globe terrestre augmente en fonction de la profondeur. C’est ce que l’on appelle degré thermique qui est aussi fortement corrélable au gradient géothermique. Il est en moyenne de 30°C/km. Cependant, il varie d’une zone à une autre. L’élévation de température facilite les réactions endothermiques ce qui est à l’origine de la formation de nouveaux minéraux. Un flux geothermique particulièrement élevé sur une vaste zone est la cause d’un métamorphisme régional tandis qu’un flux géothermique local est à l’origine d’un métamorphisme de contact. 1.2. - la pression Tout comme la température, la pression joue aussi un rôle important dans le métamorphisme. Une accumulation de sédiments augmente la pression à l’intérieur des roches sous-jacentes. Aussi, la densité des matériaux situés au dessus du niveau considéré augmente aussi les contraintes. Une augmentation de la pression est le plus souvent à l’origine de la réorientation des minéraux. 1.3. - les apports d’éléments chimiques Ce type de metamorphisme est surtout appelé métasomatose et on note un échange d’éléments chimiques entre les matériaux rocheux. Ainsi, la roche initiale et la roche métamorphique n’ont pas la même composition chimique.


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2. - les différents types de métamorphismes Dans le métamorphisme, la température et la pression agissent ensemble. Si la température prédomine la pression, on parle de métamorphisme thermique ou thermométamorphisme ou métamorphisme de contact. Si c’est la pression qui prédomine la température, on a un metamorphisme dynamique ou dynamométamorphisme. Dans le cas du metamorphisme régional ou général, la température et la pression interagissent. 2.1. - le thermométamorphisme ou métamorphisme de contact Une intrusion magmatique dans les roches sédimentaires conduit à une brûlure du matériau au contact de l’intrusion. Tout autour de l’intrusion apparaît une zone métamorphique qu’on appelle auréole de métamorphisme. L’intensité de ce métamorphisme est d’autant plus importante qu’on se rapproche de l’intrusion. Ainsi, selon la roche initiale (protolite), on obtient les séquences métamorphiques ci-après Argiles (Schistes) →→→ Schistes → → schistes tachetées → → cornéennes Granite →→→ Protogine →→→ Orthogneiss Grès →→→ quartzites Calcaire (dolomie) →→→ marbre (cipolin) →→→ Serpentinite (+Mg) Gabbro →→→ Prasinite →→→ Amphibolite (Pyroxènite) →→→ Eclogite

Fig. 1. - Représentation Schématique du métamorphisme de contact 2.2. - le métamorphisme d’impact ou dynamométamorphisme Ce type de métamorphisme est pour la plupart des cas dû aux chutes de météorites mais peut aussi être remarqué aux voisinages des zones de subduction et d’obduction. Ainsi, il laisse apparaître de la silice de haute pression (coésite). Des phénomènes de fusion font


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aussi apparaître du verre volcanique. Les micas montrent des structures en arêtes de poisson. Le quartz, malgré sa résistance laisse apparaître des clivages. 2.3. – le métamorphisme général ou régional Ce métamorphisme est caractérisé par son étendue. En plus, l’architecture des minéraux est anisotrope marquée par la présence des micaschistes et des gneiss. Cependant, le phénomène le plus marquant est le passage de la roche saine aux migmatites à leucosome granitique.

Fig. 2. - Zone de métamorphisme régional

1 Isograde séricite+, chlorite+, muscovite+ 2 Isograde biotite+ 3 Isograde andalousite+ 4 Isograde muscovite-, andalousite-, sillimanite+, microcline+

3. - Minéralogie et faciès du métamorphisme Le métamorphisme est caractérisé par l’apparition de minéraux caractéristiques entre autre la silimanite, l’andalousite, le disthène et le grenat. Les minéraux les moins stables vont, suite à l’augmentation de la température et/ou de la pression donner des minéraux stables dans les nouvelles conditions physiques. Cette transformation affecte plus les minéraux hydratés Muscovite + quartz orthose + sillimanite + eau Andalousite T silimanite


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Fig. 3. - Domaines de stabilité des minéraux

Ces transformations permettent de définir différents faciès métamorphiques. On appelle faciès métamorphique un ensemble de roches métamorphiques provenant des conditions thermobarométriques similaires. On distingue ainsi : Faciès des zéolites : température et pression très faibles, Faciès schiste vert : températures basses, pressions basses ; Faciès schiste bleu : températures basses, pressions élevées ; Faciès des cornéennes : températures élevées, pressions basses ; Faciès des amphibolites : températures et pressions très élevées Faciès des éclogites : pressions très élevées Faciès des granulites : où peuvent apparaître les phénomènes de fusions. La raison pour laquelle ce concept de faciès métamorphique marche si bien est que ces différentes réactions ont lieu plus ou moins dans les mêmes conditions P-T dans des roches basiques de composition moyenne.


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Fig. 4. - Les facies métamorphiques La notion de climat métamorphique est aussi utilisée pour caractériser le métamorphisme des roches. Elle est partiellement indépendante des faciès métamorphiques. Ainsi, on note : Le métamorphisme HP-BT se produit dans les zones de subduction où il y a des chevauchements rapides dans la zone continentale. Le métamorphisme BP-HT se produit dans les régions à important flux de chaleur, telles que rides océaniques, arcs insulaires, bassins arrière-arc et auréoles de contact. La zone intermédiaire de pression et température (MP-MT) correspond aux chaînes de collision. Zonéographie métamorphiques Comme indiqué plus haut, le métamorphisme est défini comme étant un ensemble de transformations qui affectent les roches à l’état solide. Ces transformations physiques et quelques fois chimiques conduisent ainsi à la formation de minéraux nouveaux. Cela permet ainsi de définir la notion d’isograde. On appelle Isograde de métamorphisme une ligne d’apparition ou de disparition d’un minéral. Les isogrades d’apparition des minéraux sont qualifiées de positives (isograde+) alors que les isogrades de disparition sont qualifiées de négatives (isograde -). Les minéraux nouvellement formés permettent de définir des zones métamorphiques et on parle de zonéographie métamorphique. On peut alors définir quatre zones principales de métamorphismes en plus de la zone des migmatites : - L’Anchizone : elle marque le début du métamorphisme. Le degrès métamorphique est très faible et on la qualifie même de métamorphisme embryonnaire. On le reconnaît par la présence d’illite, de séricite ou encore de pyrophillite caractéristiques des roches sédimentaires ou du domaine diagénétique poussé. - L’Epizone : c’est une zone de métamorphisme faible. Elle est caractérisée par l’apparition de minéraux comme l’actinote, la chlorite, l’albite, l’épidote et la trémolite. Cette zone est le plus souvent corrélée au métamorphisme de faciès schiste vert.


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- La Mésozone : c’est une zone de métamorphisme intermédiaire ou moyen. Elle est caractérisée par des minéraux comme la hornblende verte, l’oligoclase et le mica noir. - La Catazone : c’est une zone de métamorphisme élevée. Dans cette zone, on note l’apparition de la silimanite qui est un aluminosilicate de haute température et de haute pression associée ou non à l’orthose. - la zone d’Anatexie : c’est un domaine de température et de pression très élevées conduisant ainsi à la fusion partielle. Les roches qui fondent donnent lieu à un liquide magmatique granitique. Ce liquide se solidifie en donnant des roches nommées migmatiques qui sont constituées de trois parties à savoir une partie granitique claire appelé mobilisât ou encore leucosome, une partie granitique sombre qu’on nomme mélanosome et enfin une partie gneissique n’ayant pas subi une fusion partielle mais tout simplement une ségrégation minérale encore nommée paléosome. Le leucosome et le mélanosome constituent le néosome. Cette zone métamorphique, en plus de l’aspect précédent est caractérisée par la présence de la silimanite.

4. - texture et structure des roches métamorphiques 4.1. - structures des roches métamorphiques

� La schistosité : elle est caractérisée par le débit de la roche en feuillets de même nature minéralogique. Les minéraux sont alors orientés suivant la direction du grand axe de déformation. On dit que la roche a subi un fluage.


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� La foliation : on note une ségrégation minérale des minéraux néoformés. On note

alors une alternance de lits clairs riches en quartz et en feldspaths et de lits sombres micassés. Ce type de structure témoigne d’une mise en place en profondeur le plus souvent.

� De plus, ces roches métamorphiques peuvent aussi renfermées des structures héritées du protolite (Roche mère). Ces structures héritées sont le plus souvent présentes lorsque la roche n’est pas soumise à un état de métamorphisme avancé. Ainsi, on peut rencontrer des litages, des stratifications…

4.2. – Texture des roches métamorphiques Pour les roches métamorphiques, trois types de textures sont à remarquer : les textures granoblastique, lépidoblastique et nématoblastique.

� La texture granoblastique : elle est notée pour les roches dont les minéraux se présentent en grains (granum = grain). Dans de telles roches, ce sont les minéraux tels que le quartz, la calcite, le grenat…qui sont rencontrés dans la roche. exemple : marbre, quartzite

� La texture lépidoblastique : caractéristique des roches riches en minéraux en feuillets comme les micas, la chlorite, les talcs qui sont rencontrés dans la roche. (lépis = feuillet). Exemple : schiste, talcschiste.

� La texture nématoblastique : elle est présente dans les roches renfermant des minéraux en aiguilles comme l’amphibole, la disthène, la staurotide qui sont rencontré dans la roche.


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Cependant, dans la plupart des cas, ce sont des associations texturales qui sont notées. Le préfixe de la texture dominante est d’abord mis suivi de celui de la texture dominée et enfin du radical. Par exemple granolépidoblastique (grains domine lépis) et lépidogranoblastique (lépis domine grains).


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Chapitre 6. - Géodynamique externe et Roches exogènes La géodynamique externe est l’étude des forces qui façonnent la surface du globe terrestre. Ces forces libèrent des particules de roche (érosion/altération), les transportent jusque dans un bassin de sédimentation où ils seront ensuite déposés. Les particules déposées subiront ultérieurement une évolution qui conduira à la formation de roches exogènes. I. les processus de la géodynamique externe

1. - Les processus de l’altération. On appelle altération l’ensemble des processus qui conduisent à la destruction des roches préexistantes. L’altération des roches se fait soit mécaniquement, chimiquement ou biochimiquement.

L’altération mécanique C’est lorsque la roche mère se fragmente en des particules de tailles variables. Les variations de température, de volume d’eau ainsi que la vitesse du vent en sont les principales causes. Dans ces types d’altération, il n’y a pas de transformation à l’intérieur de la matière. Elle se fait essentiellement suivant les plans de fissures par arrachements différentiels de particules. Elle se fait soit par désagrégation mécanique (où les produits de l’altération sont des débris de petites tailles), desquamation (les produits de l’altération sont de minces écailles superficielles) ou par fragmentation (libérant de grands blocs).

L’altération chimique Les roches étant formées d’atomes ou d’ions liées suivant des logiques minéralogiques, l’altération chimique conduit à la rupture des liaisons entre ces constituants. Au cours de ces altérations, des produits sont couramment ajoutés ou enlevés aux minéraux primaires et donc aux roches.


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L’altération biochimique :

Ce type d’altération fait intervenir l’action des êtres vivants. Elle peut se faire suivant une logique physique ou chimique. Il est aussi à noter que l’altération dépend très largement des conditions climatiques dans les quelles elle s’opère. Considérons le cas d’un massif granitique soumis à une altération tropicale comparé à celui soumis à l’altération en domaine tempéré. On forme alors deux profils de roches résiduelles relativement différents

2. - Le transport Les particules issues de l’érosion sont transportés jusqu’au bassin où elles seront déposées. Lors de leur transport, ces éléments sont également façonnés. Le façonnement donne aux éléments leur aspect final qui permet le plus souvent de se prononcer sur l’agent de transport. 3. - Le dépôt Lorsque la vitesse de l’agent devient insuffisante pour porter les produits de l’altération, les particules se déposent et on parle ainsi de sédimentation. 4. - La diagenèse Après leurs dépôts, les sédiments évoluent pour donner lieu à des roches sédimentaires. Ce passage constitue la diagenèse. On définit alors la diagenèse comme étant l’ensemble des transformations qui font passer les sédiments en roches sédimentaires. Cela est la conséquence de l’action des bactéries dès les premiers stades et de réorganisation des sédiments durant les phases tardives. Trois agents contrôlent les processus de la diagenèse :


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Les bactéries, Les mécanismes physiques conduisent à l’expulsion des eaux piégées dans les

sédiments et par conséquent à une meilleure adhésion entre les particules sédimentaires. Leurs conséquences sont la compaction des sédiments ;

Les processus chimiques dus essentiellement à l’enfouillissement des sédiments. Cet enfouillissement conduit à une augmentation des paramètres physiques que sont la température et la pression. Les constituants chimiques des sédiments réagissent pour en donner d’autres. Et, tant que l’évolution ne donne pas lieu à des minéraux du métamorphisme, on reste dans le domaine de la diagenèse. Cependant, la limite entre la diagenèse et le métamorphisme est très discutable. - La compaction (consolidation) : au cours du processus de compaction, on note une évacuation des eaux initialement piégées dans les sédiments fraîchement déposés. Cette évacuation est le plus souvent la conséquence d’une augmentation de la pression au dessus des sédiments. Cette pression augmente avec l’augmentation du niveau d’enfouillissement des sédiments. Cela conduit ainsi à une diminution de la porosité et donc des vides dans les sédiments. Elle est très remarquable chez les argiles qui ont une très grande capacité à absorber l’eau. Avant la compaction, les sédiments argileux ont un aspect floculant avec une orientation variée tandis qu’après compaction elles sont orientées suivant une direction préférentielle conduisant ainsi à la formation de roches qu’on appelle des schistes. Les sables peuvent aussi suivrent un phénomène de compaction. Cependant, son ampleur est beaucoup moins importante que pour les argiles. - la cimentation (induration) : après la sédimentation, l’eau circule dans les pores c'est-à-dire à travers les vides entre les particules sédimentaires. Cette eau se charge en éléments chimiques et lorsqu’elle se surcharge en éléments constituant un minéral alors celui-ci précipite. Ce processus contribue à combler progressivement les vides. On parle alors de cimentation. Pour les sables, cette cimentation peut être précoce et se produire alors que le sédiment n’est pas encore épais et on parle de cimentation pré-compaction ou encore durant les phases tardives après que les sédiments aient atteint plusieurs mètres et que la pression soit suffisante pour compacter les sédiments et on parle de compaction-cimentation. Le ciment des sables est de nature variée (calcique, siliceux ou argileux). La boue calcaire est essentiellement de nature aragonitique ou calcique magnésien. Ces deux minéraux, du fait de leurs instabilités vont évoluer pour donner la calcite. Le ciment de ce dernier sédiment est calcique puisque le fluide circulant est saturé en ce minéral. Cycle des roches sédimentaires La roche mère est soit une roche magmatique, une roche métamorphique ou une autre roche sédimentaire. Le passage d’une roche à une autre type de roche est cyclique. Dans le cycle sédimentaire, une roche-mère subit une altération suivie d’un transport puis d’un dépôt dans un bassin sédimentaire et enfin une diagenèse qui conduit à une roche sédimentaire. Cela constitue donc la principale forme de formation des roches sédimentaires.


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Cycle sédimentaire

Cependant, les roches carbonées se forment suite à un enfouissent de la matière organique et sous l’impact des bactéries anaérobies. C’est le cas du pétrole, du charbon et des gaz.

Cycle du carbone Caractéristiques des roches sédimentaires Ainsi, vu leurs modes de formation, on distingue chez les roches sédimentaires deux types de minéraux à savoir : Les minéraux essentiels : quartz, feldspaths, argiles, micas, calcite et dolomite. Les minéraux accessoires : halite, gypse, pyrite, hématite, magnétite, bauxite, gaz, charbon et pétrole. En effet, le premier élément de différentiation entre les roches sédimentaires et les autres types de roches est leur structure au sens large (structure (senso strict) et architecture et dans une moindre mesure architexture). La stratification : au cours de leurs dépôts, suite à une ségrégation des particules sédimentaires (granoclassement) et aux époques de dépôts, les roches sédimentaires débitent le plus souvent en couches (strates). On parle ainsi de stratification. Ainsi, deux couches successives sont séparées par une surface de stratification (interlits). La forme de cette surface permet de connaître les conditions de mise en place de ces roches. En effet, lorsque cette surface est quasi-plane, le dépôt des sédiments a lieu dans un milieu calme. Cependant, lorsque ces surfaces sont entrecroisées alors on est dans un milieu turbulent. La structure lenticulaire : dans ce cas, la roche se présente en lentille caractéristique le plus souvent d’un changement de régime d’écoulement. La structure concrétionnée : elle est caractéristique de l’activité des êtres vivants et quelque fois de la composition chimique des eaux. La roche montre alors des corps arrondis possédant à leur centre un nucleus. Ces structures sont le plus souvent de nature


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siliceuse, calcaire ou ferrugineuse. On les appelle le plus souvent (improprement) des « oolithes » du fait que ces derniers en sont les plus représentées. Elles sont constituées de concrétion de calcite autour d’un noyau pouvant être un fragment minéral ou d’un organisme. La structure fossilifère : cela est une caractéristique presque exclusive aux roches sédimentaires. En effet, ces fossiles permettent même de dater la couche dans laquelle ils se trouvent. Ils sont très fréquents dans les roches carbonatées et carbonées. La schistosité : elle est exclusive aux roches sédimentaires formées à partir de sédiments fins qui, après leur compaction, voient leurs particules orientées suivant une direction préférentielle. C’est le cas des schistes sédimentaires. La structure massive : c’est une structure qui est très rare dans les roches sédimentaires et se rencontre essentiellement dans les roches chimiques. En effet, dans ce cas, il n’y a aucun joint ou élément particulier discernable dans la roche. L’ensemble de ces caractéristiques permet de classer les roches sédimentaires. II. Classification des roches sédimentaires Le mode de classification des roches sédimentaires renvoie pour sa première étape à leur genèse. Les roches sédimentaires sont des roches formées à partir d’autres roches existantes et ayant subi des phénomènes d’altération. Ces roches se forment sous l’influence des agents de la géodynamique externe après altération, transport et dépôt dans un bassin sédimentaire. Suivant la nature du produit de l’altération qui a donné naissance à celle-ci, on distingue les roches détritiques des roches chimiques et biochimiques. - Les roches détritiques terrigènes sont formées à partir de débris solides ayant subi un transport important. Pour qu’une roche soit qualifiée de terrigène, il faut qu’elle comporte au moins 50% en éléments solides issus directement de la roche-mère. Ces débris donnent d’abord une roche meuble puis après induration une roche consolidée. - Les roches chimiques et biochimiques sont aussi issues d’une altération suivie d’une mise en solution des éléments chimiques. Ces roches se forment par précipitation chimique (roches chimiques) ou sous l’influence des organismes vivants et on parle de roches biochimiques. En effet, les organismes vivants surtout marins fixent le CaCO3 et à leur mort ces éléments sédimentent conduisant ainsi aux roches sédimentaires. 1. - Classification des roches détritiques terrigènes Les roches détritiques comme nous l’avons énoncé ci-dessus sont constituées par une accumulation de fragments de roches et/ou de minéraux de tailles variables et provenant de la roche mère. Ainsi, la classification la plus utilisée pour celles-ci est celle de Wenthworth qui se base sur la taille des éléments. Dans ces roches, les minéraux sont essentiellement représentés par le quartz (très dure et difficilement altérable), les feldspaths (dures et en proportion inférieure aux quartz) et les argiles (provenant des l’altération des feldspaths le plus souvent). Cependant, comme on y rencontre des fragments des roches préexistantes, suivant la nature de la roche-mère, on peut y rencontrer la quasi-totalité des minéraux


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2. - Classification des roches chimique et biochimique (cas des carbonates) Les roches carbonatées sont constituées essentiellement de calcite comme minéral. Celui-ci est un carbonate de calcium. A coté de ce minéral, on peut rencontrer la dolomite qui est un carbonate de calcium et de magnésium. Comme dit ci-dessus, le ciment de ces roches est essentiellement calcique. Maintenant, si la taille des grains constituant le ciment est inférieure à 4µm alors il est qualifié de micritique. Dans le cas contraireon parle de sparite. Ensuite la deuxième étape de la classification prend en compte les éléments figurés qui se trouvent dans la roche. Ces éléments figurés sont soit des débris et on parle de claste (ces débris sont soit de nature organique et on parle de bioclastes ou encore de nature variée et on parle d’intraclastes) ; soit des sphérules (ooïdes si ces sphérules sont massifs ou encore des oolithes lorsque ces sphérule sont concentriques autour d’un nucleus).


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3. - Classification des roches mixtes Dans ce cas, la classification se fait suivant un diagramme triangulaire dans lequel les sommets sont occupés respectivement par les carbonates, le quartz et les argiles. Suivant la proportion des uns et des autres on obtient ainsi les roches représentées dans le diagramme ci-dessous.


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III. Les agents de la géologie externe Différents agents agissent dans le façonnement du paysage de la terre. Ce sont entre autres l’eau, la température, le vent, les êtres vivants et les glaciers. 1. - L’eau Elle constitue l’agent d’érosion le plus dynamique dans le globe terrestre. Elle peut agir comme agent physique mais aussi comme agent chimique. En effet, l’eau se déplace à la surface de la terre de façon linéaire (mouvement d’eau canalisé en cours d’eau) ou de façon aréolaire (mouvement en nappe diffus et l’eau forme une mince pellicule sur la surface d’écoulement). Comme agent d’altération physique, l’eau pénètre dans les fissures des roches ce qui conduit à une augmentation de la pression à l’intérieur des fissures et par la suite à la fragmentation de la roche en différentes particules. La capacité d’altération chimique par l’eau réside sur le fait que celle-ci se comporte comme un dipôle. Ayant le comportement d’un acide faible quand elle est pure, l’eau chargée libère des ions. L’altération chimique par l’eau se fait soit par hydrolyse soit par hydratation. La capacité d’hydrolyse de l’eau dépend du potentiel ionique des ions mis en exercices. Cela est en fait résumé dans le diagramme de Goldschmidt. Le potentiel ionique est calculé par le rapport de la charge de l’ion considéré sur son rayon. Ce diagramme se subdivise ainsi en trois domaines :

3<=r

eP avec deux sous domaine à savoir celui des P<1 (cations anti-stokes) et celui

des 3 < P < 1 (cations solubles)

103 <=<r

eP qui est le domaine des cations précipitant

10>=r

eP (oxy-anions solubles)

Les mécanismes d’action de l’eau sont surtout la dissolution et l’hydratation. Lors de l’hydratation, l’eau entre dans les minéraux, augmente leur volume et les fait perdre leur cohésion. Cela conduit à un changement de minéraux le plus souvent (l’anhydrite donne le gypse par addition d’eau). Lors de la dissolution, on note une dissociation des ions où des atomes constituant les minéraux. Cela est d’autant plus marqué que la roche est soluble. Dans les terrains homogènes, l’altération par l’eau peut conduire à la formation de désert. Par contre, dans les terrains hétérogènes, l’action de l’eau se caractérise par une altération différentielle conduisant le plus souvent à la formation de ravins. Le transport par l’eau se fait de différentes manières

� lorsqu’on est en présence de particules de très faible taille comme les ions et les atomes, on note un transport en solution.

� Les particules de tailles un peu plus grandes que les précédentes seront transportées en suspension lorsque leur charge est suffisamment faible comparée à la vitesse de l’agent.


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� Pour les particules de tailles faibles dans un courant modéré, le transport se fera surtout par saltation. Les particules sont alors transportées par des mouvements saltatoires.

� Lorsque la taille des grains est suffisamment grande, alors le transport se fait par des mouvements associant des glissements et des roulements.

� Lorsque la taille des particules est suffisamment grande et la vitesse de l’eau modérée, le transport se fera par glissement. C’est le cas des blocs.

2. - La Température En plus d’accélérer l’action de certains agents lorsqu’elle est élevée, la température joue aussi un rôle d’agent d’altération des roches. Ses variations journalières entraînent des contractions et des dilatations des roches. Les variations de températures à amplitude très élevée conduisent à la thermoclastie. Par contre dans les régions soumises aux températures faibles les phénomènes de gel et de dégel entraînent une altération de la roche par cryoclastie. 3. - Les êtres vivants Les êtres vivants sont des moteurs d’érosion et d’altération directe ou indirecte. Les plantes supérieures par leurs racines conduisent à une fragmentation mécanique de la roche .Cependant les sécrétions de ces plantes ainsi que leur mort ou la mort de certains de leurs organes conduisent à une altération chimique des roches. L’homme et les autres animaux sont surtout des agents d’altération mécanique et par la destruction de la nature contribuent à accentuer l’action chimique. 4. - Le vent Le vent constitue aussi un agent d’altération, de transport et de dépôt. Son action est surtout remarquable dans les zones arides où la couverture végétale est faible ou absente.


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Le vent agit par son énergie mécanique comme agent de dépôt. Aussi l’action du vent consiste en la déflation (en balayant la surface des terrains traversés ne laissant sur place que les parties les plus dures. Pour les roches argileuses, la déflation conduit à la formation de canaux. Si la vitesse du vent est très élevée, on note la formation de dépression. Le vent agit aussi comme agent de corrasion. Ce phénomène consiste en une altération des particules transportées qui s’entrechoquent ou se heurtent à des obstacles. Le transport par le vent se fait suivant la même logique que s’il s’agit de transport par l’eau. Lorsque l’énergie de transport des particules baisse, les particules se déposent selon leur taille et on parle de sédimentation éolienne. Cela conduit à la formation de

Dunes qui sont des accumulations de sables pouvant atteindre plus d’une centaine de mètres. On parle de Barkhane lorsque ce dépôt présente une convexité tournée au vent. Ces barkhanes, lorsqu’ils sont associés donnent des dunes transversales. Dans certains cas, ces dunes peuvent avoir un sens inverse aux barkhanes, on parle de dunes paraboliques qui s’associent en dunes longitudinales. Sous le vent de direction variable se forment des dunes en étoiles.

Loess qui sont des dépôts de poussières de couleur généralement jaunâtre. En fait la capacité du vent à transporter la poussière est plus remarquable que celle qu’il a pour transporter le sable. 5. - les glaciers Un glacier est une masse compacte de glace naturelle. Sa formation exige un climat froid et humide. De nos jours, les glaciers se trouvent au-delà des cercles polaires et dans les hautes altitudes. Les inlandsis ou calottes glacières sont des masses de glace qui recouvrent les continents. Le corps du glacier peut être subdivisé en trois zones : Le cirque : c’est la zone d’alimentation du glacier. Il apparaît en cuvette subarondie. En haute altitude, le champ de la neige est entouré de roches et coupées de couloirs d’avalanche. Ainsi, la surface de la glace y est accidentée. La langue glacière ou zone d’ablation : elle est traversée par de nombreuse crevasses transversales (dues à la variation de pente de fond), longitudinales (dues au rétrécissement du lit glacier) ou rayonnantes (dues au frottement contre les parois du lit). Les fronts glaciers : ils limitent le glacier sur sa partie frontale. Celui-ci se termine lorsque l’importance de la masse érodée freine sa progression. On a alors un important dépôt qu’on appelle moraine frontale. Les mouvements des glaciers se font par avalanching et on distingue les avalanches poudreuses qui affectent les couches de superficielles de la neige. Elles se produisent à n’importe quelle période de l’année. Les avalanches de fond sont corrélées à la fonte des neiges durant les périodes plus ou moins chaudes. Ces mouvements se font suivant les couloirs d’avalanches et désolidarise la couche de la glace du sol. Des fragments de roches entraînés lentement arment la glace et accentue ses capacités d’érosion. Ces moraines sont soit retrouvées sur les bords de la langue glacière et on parle de moraine latérale, à l’intersection des langues de deux glaciers et on parle de moraine médianes, ou enfin au front du glacier et on parle de moraine frontale.


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L’oxygène, le gaz carbonique et les acides jouent également des rôles non négligeables en accélérant certaines réactions. Ces éléments augmentent le pouvoir corrosif de l’eau.

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Cours de Géologie GénéraleTOD