EXERCICE 1 : LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE : DESTRUCTION DES RELIEFS ET RECYCLAGE { Bac Type 1, Polynésie 2014, 8 points }

Le Massif armoricain localisé en Bretagne culmine actuellement à 147m. Il s'agit du reste d'une vaste chaîne de montagnes très ancienne (600 millions d'années) qui atteignait probablement 2000 à 3000m d'altitude.

Présenter les phénomènes qui contribuent à la disparition des reliefs montagneux et au recyclage de la croûte continentale. Votre réponse comprendra une introduction, un développement cohérent et un schéma de synthèse.

EXERCICE 2 : GEOTHERMIE ET PROPRIETES THERMIQUES DE LA TERRE : { Bac Type 2.1, France Métropolitaine, Septembre 2013, 3 points }

A Chaudes Aigues, en Auvergne, depuis 1332 un réseau de chauffage urbain existe et depuis cette époque, la ville continue d’être chauffée par un système de géothermie et a développé un centre de thermalisme.

A partir de l’exploitation des documents mis en relation avec vos connaissances, expliquez l’origine de ce phénomène de géothermie locale.

TS2 3h 30 min 12/12/2014

DST # 2

1

2

EXERCICE 3 : GENETIQUE ET EVOLUTION : {Bac Type 2.2, France Métropolitaine, Juin 2014, 5 points }

Des généticiens étudient le brassage génétique et sa contribution à la diversité génétique. Ils prennent comme modèle d’étude deux populations de drosophiles constituées d’individus mâles et femelles homozygotes pour deux gènes indépendants. Des mâles de la population 1 sont placés avec des femelles de la population 2 dans le même flacon d’élevage. Leur croisement aboutit à la génération F1. Les individus issus de la première génération (F1) obtenue sont ensuite croisés avec des individus de la population 2. On obtient une 2ème génération (F2) dans laquelle les généticiens observent, pour les caractères étudiés, une diversité des combinaisons phénotypiques.

En vous appuyant sur cet exemple, proposez un texte illustré montrant par quels mécanismes la reproduction sexuée aboutit, ici, à la diversité phénotypique observée. L’exposé doit être structuré avec une introduction et une conclusion et sera accompagné des schémas adéquats.

Le gène « couleur du corps » présente 2 allèles :

e+ : corps clair, dominant e- : corps sombre, récessif

Le gène « longueur des ailes » présente 2 allèles :

vg+ : ailes longues, dominant vg- : ailes courtes, récessif

3

EXERCICE 3 : GENETIQUE ET EVOLUTION : {Bac Type 1, France Métropolitaine, Juin 2014, 5 points }

La reproduction sexuée entre 2 partenaires est un mode de reproduction qui conduit à de nouvelles combinaisons alléliques et de nouveaux phénotypes

Attendus :

- la schématisation du 1er croisement qui aboutit à une génration en F1 d’individus hétérozygotes pour les 2 gènes, 100% homogène avec le double phénotype dominant corps clair et ailes longues. Représentation des chromosomes, des allèles, des gamètes et de l’échiquier de croisement de fécondation avec les génotypes et phénotypes en F1

- idem pour le 2è croisement : justification correcte du fait qu’il s’agiss d’un test-cross qui reflète dont le résultat reflètee e nqulité et quantité les gamètes parentaux : croisement entre un individu de F1 et un double homozygote récessif de la population 2 qui aboutit à 4 phénotypes : les 2 parentaux et 2 recombinés. Représentation des chromosomes et des allèles.

- Tableau des gamètes et calcul des proportions des phénotypes issus du 2nd croisement qui seront de 25/25/25/25 % soit 4 x 1/4 avec une justification bien établie sur la copie : les gènes étant situés sur 2 paires de chromosomes différents sont donc indépendants : aucun crossing-over entre eux n’est possible. L’individu F1 produira donc 4 types de gamètes en proportion égale, ce qui est reflété par l’équiprobabilité des 4 phénotypes reflétant la diversité obtenue en F2 .

Conclusion : obtention de nouveaux phénotypes avec seulement 2 gènes à l’état hétérozygote pris en considération. Cette diversité génétique engendrée par la reproduction sexuée et ses brassages interchromosomiques est en réalité

TS2 3h 30 min 11/12/2014

Corrigé du DST # 2

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beaucoup plus grande car de très nombreux gènes à l’état hétérozygote existent : se surajoutent donc de façon aléatoire des crossing-over et brassages intrachromosomiques. Tout individu né d’une reproduction sexuée est unique, comme cela a été résumé par la formule célèbre « Qui fait un oeuf fait du neuf » du biologiste Langaney.

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EXERCICE 2 : GEOTHERMIE ET PROPRIETES THERMIQUES DE LA TERRE : {Bac Type 2.1, France Métropolitaine, Septembre 2013, 3 points }

Conseils méthodologiques :

Ici on peut faire une mini-synthèse comme dans une question 2.2 avec introduction, reformaulation du sujet en problématique, annonce de plan, plan apparent ici en 2 parties et synthèse (qui parfois peut-être un schéma )

Ici 3 points sont importants : expliquer la permanence d’eaux chaudes remontant en surface, ce qui suppose d’aborder leur origine constante, leur chaleur anormalement élevée et l’entretien de leur remontée spontanée. Ils doivent absolument figurer dans votre argumentation qui emprunte l’exploitation des indices tirés de tous les documents. Et évidemment, en vous lisant, on doit sentir que vous les exploiter dans un ordre logique avec cette démarche précise qui n’est pas l’ordre des documents !

Connaissances de cours requises ici pour bien exploiter les documents 1 à 4 :

- TS :

- le flux géothermique moyen terrestre dissipé sur Terre en surface est en moyenne de 80mW.m-2

- la température croît avec la profondeur selon un gradient : une remontée d’eau chaude à 80°C est de la géothermie de basse énergie exploitable pour du chauffage local collectif de ville et du thermalisme par exemple

- un flux thermique Δ∆θ de surface anormalement élevé a toujours une origine plus ou moins profonde anormalement élevé dont l’origine peut être divers : ici une remontée par bombement de l’asthénosphère

- 1ère S : la limite lithosphère/asthénosphère est thermique et correspond aux isothermes 1200-1300°C.

Valeurs des documents du corpus :

On réfléchit au statut des documents au brouillon : que m’apportent-ils par rapport à ce que je cherche à faire ? comment se relient-ils ?

Les documents 3 et 4 précisent le contexte géologique de surface et de profondeur (rhéologie : nature des couches, leur profondeur et les indices tectoniques d’activité : failles et métamorphisme gneissique au lieu d’un granite surmontée d’un basalte fin), le document 1 la nature et la température des eaux remontant sur place (source du Par de la ville), le document 2 le contexte du flux géothermique régional de l’Auvergne Les documents 2 et 4 sont à l’échelle locale, 2 et 3 régiono-nationale.

Réponse rédigée :

Le site auvergnat de Chaudes Aigues est remarquable car il est le siège pour les habitants de remontées d’eaux chaudes à 81°C de moyenne, ce qui permet thermalisme et chauffage depuis près de 700 ans ! Pourquoi ?

Quelles particularités géologiques sous-jacentes abrite cette ville et expliquent ces remontées d’eaux chaudes permanentes singulières ?

Nous allons expliquer dans un premier temps l’origine de ces eaux de source puis les raisons de leur remontée constante à température élevée.

I / ORIGINE DES EAUX DE SOURCE DE CHAUDES AIGUES

D’après le document 4, on conçoit bien que ces eaux de sources ont pour origine des eaux infiltrées superficielles de précipitation (pluies, neiges …) qui pénètrent dans le sol granitique à la faveur d’anfractuosités bien visibles (failles) jusqu’à des couches gneissiques vers - 2km où elles circulent. Leur remontée peut être facilitée par les failles quasi-verticales et profondes que l’on observe dont une des 2 quasi-verticale à l’aplomb sous la ville. ➱ Ainsi, les précipitations peuvent s’infiltrer et remonter juste sous la ville en raison du contexte local des 3 premiers km de profondeur.

II / CAUSES EXPLICATIVES DE LA REMONTEE D’EAUX CHAUDES A AIGUES

Constat : document 1 : l’eau remonte à Aigues en surface à 81°C en moyenne, soit une température élevée constante. Les eaux froides infiltrées étant bien plus froides bien entendu que 81°C, cela suppose leur réchauffement en profondeur au cours de leur infiltration en profondeur.

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Le document 4 indiquent qu’elles vont jusqu’à -2 à- 3km et c’est le gradient géothermique local qui détermine leur échauffement. Or, d’après le document 2, il est > 100W.m-2, soit > + 33% par rapport à une moyenne terrestre de 65 mW.m-2 : ce flux local anormalement élevé traduit un gradient géothermique anormalement élevé. Un gradient géothermique moyen de lithosphère continental est de 10 à 13°C.km-1 mais est bien plus élevé dans la croûte (30°C.km-1) que dans la lithosphère. D’après le document 3, la limite lithosphère/ asthénosphère est située à - 55km (point le plus profond de la faille verticale sous la ville) contre près du double (-90km) de part et d’autre de Chaudes Aigues : il y a donc une remontée de l’asthénosphère par bombement au-dessous de la ville. Or, d’après notre cours de 1ère S, nous savons que la limite entre lithosphère est asthénosphère est thermique et associée aux isothermes 1200-1300°C. Si on suppose une remontée (il faudra qu’on explique comment juste après) adiabatique (sans échanges de chaleur avec les roches encaissantes traversées par le fluide aqueux), alors à Chaudes Aigues, une eau à 1300°C à -55 km (donc des températures bien plus élevées que dans d’autres villes)

➱ Ainsi, une remontée asthénosphérique est la cause du réchauffement particulier local des eaux infiltrées due à un gradient géothermique local anormalement élevé.

La déformation des péridotites lithosphériques (document 4) indique qu’elles sont à une température proche des péridotites asthénosphériques : la température à - 30 km sous la ville doit donc être aussi de 1200-1300°C (remontée adiabatique), ce qui nous fait un gradient géothermique local moyen de 40°C.km-1 contre 30°C.km-1 normalement, soit + 25%

Comment peut-on expliquer pour finir de répondre à nos 3 points que ces eaux chaudes remontent en surface ?

Une remontée nécessite un Δ∆P >0 des profondeurs vers la surface or on a expliqué l’existence auto-entretenue par le globe d’un Δ∆θ >0 de 1300 - 81 = 1219°C en 55km or cela génère un Δ∆d élevé car les eaux chaudes sont moins denses que celles de surface : elles remontent donc spontanément en permanence par des fractures marquées (verticale quasiment sous Aigues).

Synthèse récapitulative bilan (schéma possible)

Le site de Chaudes Aigues est donc bien exceptionnel sur le plan géologique : des eaux chaudes permanentes de surface jaillissant à à 81°C s’expliquent par une remontée asthénosphérique à l’origine d’un gradient géothermique anormalement élevé de 40°C.km-1 qui réchauffe ces eaux de précipitation infiltrées jusqu’à - 3km à des températures bien supérieures à 90°C (120 ou plus ici voir raisonnement dans notre développement), température moyenne atteinte à cette profondeur. Un Δ∆θ anormalement élevée à l’aplomb de la ville génère un Δ∆d à l’origine des remontées permanentes de ces eaux par une fracture verticale dans le granite puis le gneiss).

Voilà pourquoi, à Chaudes Aigues, dans le Cantal en Auvergne (Massif Central), un site géothermique de moyenne énergie permet chauffage et thermalisme depuis près de 700°C grâce à des remontées d’eaux permanentes à 81°C.

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EXERCICE 1 : LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE : DESTRUCTION DES RELIEFS ET RECYCLAGE {Bac Type 1, Polynésie 2014, 8 points }

Présenter les phénomènes qui contribuent à la disparition des reliefs montagneux et au recyclage de la croûte continentale. Votre réponse comprendra une introduction, un développement cohérent et un schéma de synthèse.

remarques méthodologiques :

- 1/ définissez les concepts, idées et mots-clefs à chaque fois sans considérer d’implicite avec le correcteur qui peut aussi penser que si vous ne le faites pas, c’est que vous ne le savez pas bien et utilisez des mots en l’air or il évalue votre degré de maîtrise ! dans ce sujet, par exemple, les mots (structures, phénomènes …) : altération, érosion mécanique et chimique, hydrolyse, arénisation, transport, sédimentation et diagénèse, isostasie et rebond isostatique avec remontée du Moho avec l’arasement des reliefs montagneux, surrection, racine crustale, extension tardi-orogénique et effondrement gravitaire, pénéplénation, recyclage interne et externe de la croûte, anatexie crustale …

- 2/ structurer visuellement votre exposé de ROC : plan apparent, chronologique ici - 3/ schématisez au maximum votre propos pour faire des liens immédiats où ? qui ? quoi ? quand ? comment ? - 4/ récapitulez en synthèse-bilan vos idées dans un schéma complet d’une page, grand, lisible, légendé, dynamique

(flèches), logique dans l’emploi des couleurs et chronologique (numéros indiqués)

Systèmes instables, les chaînes tendent à disparaître dès leur formation mais leur disparition est l’étape ultime de leur histoire (phase 4) après l’accrétion, et la subduction/collision en quelques dizaines de millions d’années (80 environ). Elle est la conséquence d’une compétition surrection/érosion.

Au niveau tectonique, surrection et érosion sont 2 phénomènes simultanés, le 1er étant du à la collision. Au début de la mise en place des reliefs : v surrection > v érosion => ↗ altitudes de la chaîne (ex : Himalaya : globalement (environ)

Mais quand l’influence de la convergence responsable de la collision ou son arrêt diminue, il y a inversion du rapport : v érosion > v surrection : ↘ altitudes de la chaîne avec début de la destruction des reliefs

Comment disparaissent les chaînes de montagne ? quels mécanismes ? quand ? combien de temps ? Selon quels modalités ? en quoi la croûte continentale issue de cette disparition est-elle au final recyclée dans un grand cycle incluant cette disparition ?

Nous évoquerons le mécanisme d’érosion, le devenir des produits de l’érosion jusqu’au recyclage crustal.

I/ L’EAU, AGENT PRINCIPAL DE l’EROSION APLANIT LA CHAINE

A/ l’eau, agent d’altération

L’érosion est le processus de dégradation et de transformation des reliefs et donc des roches. Elle est causée par tout agent externe comme la pente, la dureté physique et la chimie (solubilité par exemple) de la roche, l’absence ou non de la couverture végétale et la nature des végétaux et l’histoire tectonique (fracturation par exemple). L’érosion implique une désagrégation superficielle, se produit sur place et entraîne la formation de débris. Agissant à différents rythmes et peut sur plusieurs dizaines de Ma araser les montagnes, creuser des vallées, faire reculer les falaises. Par ses actions mécaniques et chimiques, l'eau est l’agent principal de l’altération des roches, ainsi que de l’érosion, du transport et de la sédimentation. L’érosion commence dès le début de la formation des reliefs. Après une période durant laquelle il y a compétition équilibrée entre la surrection et l’érosion, l’érosion prend le dessus et conduit au rétablissement progressif de l’épaisseur moyenne de la croûte soit 30 km environ. Un 2ème phénomène contribuerait à la disparition des reliefs : l’extension tardi-orogénique. La croûte océanique est constamment recyclée (née du manteau elle retourne au manteau) d’où son âge maximum de 200 Ma. La croûte continentale, née elle aussi du manteau, n’y retourne pas : elle subit au cours de la formation des chaînes de montagnes un recyclage interne par fusion partielle du gneiss et du granite et un recyclage externe par métamorphisme des roches sédimentaires conduisant également à la formation de gneiss et migmatites.

1/ action mécanique

Les roches affleurant en altitude sont fissurées, cassées car soumises :

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- à des variations de températures élevées avec des températures souvent basses en altitude et de fortes amplitudes thermiques

- à une circulation d’eau par gravité le long de pentes dans les interstices et fissures, passant facilement de l’état solide à liquide et inversement : le passage L => S s’accompagne d’une augmentation de volume, la glace fait éclater la roche, qui se désolidarise en fragments lors du dégel

- à l’avancée des glaciers, masses de glace en mouvement, rabotent le fond et les parois de la vallée, entraînant la fragmentation de la roche encaissante

Lorsque les roches se fracturent sous l‘action des agents d’érosion (ou de contraintes tectoniques dépassant les capacités de déformabilité de ces roches), on nomme les fractures sans que les parties disjointes ne s’éloignent ou ne se décalent l’une de l’autre diaclases (≠ failles), de dimension réduite et dont la présence facilite l’érosion ultérieure de la roche en permettant l’infiltration en profondeur de l’eau, des racines des végétaux…

2/ action chimique

C’est celle de l’eau liquide (H20) du réseau hydrographique local (courants des torrents …) sur les minéraux constitutifs des roches de la montagne favorisée par l’augmentation des surfaces de contact due à la fragmentation mécanique en morceaux des affleurements. Elle est d’autant plus intense que la roche est hétérogène, avec une résistance minérale différentielle à l’action de l’eau en fonction de leur composition. Les gneiss et granites par exemple, à quartz SIO2 pas ou peu sensible à l’action de l’eau ont aussi des feldspaths qui sont facilement hydrolysés : la roche s’ameublit alors et perd sa cohésion.

➱ L’eau est donc l’agent principal mécano-chimique de l’érosion de la chaîne. hydrolyse (du grec, hydro + lysis) signifie défaire à l'eau une substance par contact avec décomposition chimique grâce aux ions H3O+ et HO- provenant de la dissociation de l’eau.

ex : granite sain => granite altéré => arène granitique et blocs arrondis appelés chaos

La kaolinite par exemple se trouve dans les roches argileuses, comme le kaolin, ou dans les roches magmatiques, résultat de l'altération des feldspaths, des granites.

Au sein d’un granite, on peut avoir par hydrolyse de la muscovite (mica blanc) en illite, minéral argileux altérable par la suite selon : muscovite + H20 => illite + K+ autre feldpath granitique , potassique lui, et altérable, l’orthose : orthose + H2O → illite + silice + ion potassium plus précisément : 5 KAlSi3O8 + 20 H2O → illite + 8 Si(OH)4 + + 4 K+ + 4 OH-

B/ l’eau, agent d’érosion, de transport et de sédimentation

Son action a lieu dès le début de la création des reliefs et non uniquement après !

Les produits du démantèlement des reliefs sont ensuite transportés sous forme de particules solides (graviers et sables) par divers cours d’eau ou sous forme ionique, soluble (silt et argiles). Le temps de transport variable fait aboutir les particules à un dépôt ou une précipitation ionique pour former des sédiments accumulés qui peuvent donner ensuite par consolidation des roches sédimentaires ( = diagenèse) dans des lieux de sédimentations (bassins sédimentaires) plus ou moins éloignés des reliefs érodés.

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exemple de l’Himalaya : L’érosion de la chaîne himalayenne a donné à des taux de sédimentation élevés toujours croissants de sédiments notamment dans le bassin du golfe du Bengale (> 2 km3.an-1 !) le cône du Bengale alimenté par le Gange et le Brahmapoutre, reçoit des matériaux himalayens et les dépôts sédimentaires forment un cône de 3 000 km de longueur, 350 km de large et d’épaisseur 22km : c’est colossal : c’est le plus grand système d’érosion planétaire : 1 Gt sédiments transportés.an-1 soit 2 à 4 mm d’érosion annuelle.

C'est une mise en solution dans l'eau ou hydrolyse. L'eau d'imbibition est en contact étroit avec les faces cristallines des éléments constitutifs des roches ou du sédiment. C'est au niveau de ces faces cristallines que vont s'effectuer les réactions physico-chimiques de l’hydrolyse. La molécule d'eau est considérée comme un dipôle : positif à une extrémité, négatif à l'autre. A la surface des minéraux, certaines molécules sont en partie brisées et libèrent un certain nombre de valences qui attirent les dipôles d'eau qui vont pouvoir arracher des ions aux cristaux de la roche. Cette extraction dépend du potentiel ionique e/r des ions, rapport entre la charge e et le rayon ionique r. Dans des conditions de pH et de température normales, la force d'arrachage et donc la solubilité des ions dépend, avant tout, du potentiel ionique.

Le diagramme de Goldschmidt représenté ci-contre permet de distinguer 3 domaines :

Si on résume les processus de dégradation chimique, on a constaté que 3 types de produit d'altération peuvent se retrouver en solution avec des devenirs variables :

domaine potentiel ionique e/r ions

domaine (I) e/r < 3

cations solubles basiques : Na+, CA2+, Mg2+

leur faible charge permet l'attraction des dipôles d'eau et le maintien de la liaison une fois l'extraction faite : ces cations passent facilement en solution dans l'eau et le reste, ils sont dits « ions migrateurs ». Na+ se retrouve dans l'eau de mer puis dans le sel gemme des roches évaporitiques, CA2+, Mg2+ sont des constituants essentiels des roches sédimentaires carbonatées. K+ est particulier : il appartient à une catégorie (cations antistockes) à très faible charge, entre facilement dans des minéraux variés, beaucoup moins mobiles et altérables que les autres : c’est pour cette raison que les feldspaths potassiques (orthose) sont moins altérables que les plagioclases

sylvite : chlorure, forme minéralogique du chlorure de potassium de formule KCl, avec des traces de brome et de CO2

domaine (II) 3 < e/r < 10

cations précipitants hydrolysats : Fe2+ et Fe3+, Al3+, Si4+

Fe, Al, Si ont une forte charge, sont plus attractifs vis-à-vis du dipôle mais il y une rupture d'une liaison O—H et donc tendance à la covalence de l'autre liaison O—H avec formation d'un hydroxyde :

rupture d'une liaison O—H : dans les conditions naturelles de pH, les hydroxydes d'alumine, de fer et de silicium Fe(OH)3, Al(OH)3, Si(OH)4, sont peu solubles et précipitent rapidement après leur extraction. L'hydrolyse de ces cations est d'autant plus importante que le climat est chaud et humide.

Ces hydroxydes sont peu solubles et peu transportables est à l'origine des formations résiduelles riches en fer, alumine et silice (type latérites, cuirasses et alios...) et des concentrations métallifères tel que la bauxite, roche blanche, rouge ou grise, riche en oxyde d’aluminium Al2O3 et en oxydes de fer, principal minerai permettant la production d’aluminium.

domaine (III) e/r >10

oxyanions solubles : CO32-, SO42-, PO42-

ce sont des cations (P, S, C pour les plus communs) à très fort potentiel ionique. Ce dernier exerce une très forte attraction sur les liaisons O—H et provoque la rupture des 2 liaisons du dipôle avec

libération de 2H+ : rupture de 2 liaisons O—H

On obtient la formation d'un oxyanion soluble comme CO32-, SO42-, PO42-. Dans les conditions naturelles de pH, ils sont acides et très solubles et migrent dans la phase aqueuse avec les cations basiques du domaine (I) et se retrouvent en solution, plus loin, dans le bassin sédimentaire. Ils peuvent alors éventuellement précipiter sous forme de carbonates (calcaire, dolomie), de sulfate (gypse) ou de phosphate.

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les ions très peu solubles (Fe, Al, Si) précipitent très rapidement, parfois sur place, pour donner des hydrolysats qui peuvent s'organiser en argile. La silice peut être transportée sous forme de SiO2 qui interviendra dans la diagenèse. Les ions solubles (Ca, Mg) peuvent précipiter en fonction de la teneur en CO2 dissous et de la température du milieu. Cette précipitation donnera les carbonates CO32-et notamment les ciments carbonatés au moment de la diagenèse. Les ions très solubles (Na, K) ne peuvent précipiter que dans des solutions saturées ou sursaturées en milieu évaporitique.

C/ estimation de la vitesse d’érosion

Cette méthode consiste à mesurer les effets de la décomposition radioactive de 238 U, qui se manifestent sous la forme de microtraces de fissuration du réseau cristallin de l’apatite (un phosphate), traces dont la longueur initiale est stable aux environs de 16 mm et dont le nombre s’accroît avec le temps. Toutefois, au-delà d’une température de fermeture de 110-120 °C, ces traces ne sont pas conservées. Il est donc possible, en mesurant la densité des traces de fission et la teneur en uranium du minéral, de déterminer l’époque à laquelle ce dernier est passé sous cette température. Cependant, l’âge « AFT » (pour « apatite fission track ») ainsi déduit est presque toujours plus jeune que celui de la roche-hôte quand ce dernier est connu. Cela est dû au fait que, si sous 60 °C les traces de fission sont parfaitement conservées, dans l’intervalle 110-60 °C, elles sont, par contre, partiellement et progressivement réparées, de telle manière qu’en fonction de l’histoire thermique de l’échantillon, une partie de la population de traces de fission présente des longueurs réduites, ce qui a évidemment une incidence sur la densité des traces dénombrées dans une lame mince.

La thermochronologie (histoire thermique de certains minéraux) permet d'estimer la vitesse d'érosion en supposant que le gradient géothermique n'a pas changé :

Ex : pour un gradient géothermique de 30°C/km

Une roche A de 40 Ma à apatites avec des traces de fission marquant son passage à 110 °C indique au géologue qu'il y a 40 Ma, la roche A se trouvait à 3.7 km de profondeur.

Une roche B de 35 Ma à apatites avec des traces de fission marquant son passage à 60°C indique au géologue qu'il y a 35 Ma, la roche B se trouvait à 2 km de profondeur.

Vitesse d'érosion = 3.7-2 km / 5 Ma soit 340 m.Ma-1 soit 0,34 mm.an-1

Dans les Alpes, la vitesse d'érosion est estimée à 630m / Ma (0,63 mm.an-1) et dans certaines régions de l'Himalaya, elle irait jusqu'à 1250m / Ma (1,25 mm.an-1)

Dans tous les cas, ces vitesses sont très supérieures à l'évolution de l'altitude d'une chaîne de montagne au cours du temps. En effet, il faudrait 90Ma environ pour aplanir un relief de 6000m !

hypothèse : compensation isostatique

Les matériaux issus de l’érosion, « arrachés » aux montagnes, sont transportés plus ou moins loin selon leur taille, leur lieu de production et la force de l’agent de transport. Lors de l’orogenèse, ils sont repris dans les nappes de charriage et à nouveau accumulés pour former de nouveaux reliefs. Après leur dépôts, ils s’assemblent et sédimentent pour former des roches sédimentaires.

II/ EROSION ET REAJUSTEMENT ISOSTATIQUE

L’isostasie, définie comme la compensation en profondeur des mouvements lithosphériques verticaux limite la perte d’altitude et correspond à un rééquilibrage des masses sous la chaîne érodée. La lithosphère flottant sur l’asthénosphère, à son pic de taille, la grande épaisseur de la lithosphère de la chaîne est supportée par la poussée d’Archimède due à

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l’asthénosphère ductile : comme son épaisseur diminue par érosion mécano-chimique, la lithosphère remonte par réajustement isostatique.

L’érosion étant constante et continue, la croûte continentale s’amincit jusqu’à retrouver 30 km d’épaisseur (épaisseur moyenne terrestre) : la racine crustale créée par l’orogenèse a disparu : ainsi, on comprend mieux pourquoi certains massifs granitiques ou migmatitiques à - 10 à - 20 km de profondeur affleurent au final quand la chaîne devient une pénéplaine ( = « presque plaine », voir le Massif Armoricain large espace avec faibles dénivellations résultant d'une longue érosion et de la coalescence des bassins hydrographiques)

Par exemple, 5m d’érosion entraînent une remontée isostatique de 4m et 1000 m d’érosion n’entraîne en fit une perte de relief que de 800m en raison de l’effet isostatique (compensation à 80%, aux 4/5 donc).

L’érosion associée au réajustement isostatique explique une affleurement comme dans une vieille chaîne comme le Massif Armoricain des roches formées à plusieurs kilomètre s de profondeur.

III/ L’EXTENSION TARDI-OROGENIQUE ET L’EFFONDREMENT GRAVITAIRE

L’arasement des reliefs peut aussi être dû à un 4è phénomène, plus tardif que les autres.

La masse de la chaîne (très épaisse en fin d’orogenèse) exerce une force de direction verticale d’intensité élevée (puissante, = son poids P = m x g appliquée en son centre de gravité estimé) contrebalancée par la poussée d’Archimède : les couches crustales inférieures, profondément enfoncées, s’échauffent et deviennent plus plastiques : soumises à une forte compression verticale, elles s’étirent latéralement (= du fluage) quand les forces de convergence baissent en intensité ; cet étirement favoriserait un retour crustal rapide à son épaisseur moyenne.

Lorsque les forces de compression à l'origine du relief diminuent, la chaîne a tendance à s'effondrer sous son propre poids. Cet effondrement gravitaire est matérialisé sur le terrain par des failles normales.

modèle tectonique de l’évolution de la chaîne (page suivante) :

FL : forces longitudinales de compression induisant l’épaississement crustal

FV : forces de volume verticales liées au poids de la racine et à la poussée d’Archimède en réponse à la base (apllication = isostasie à la ligne de compensation)

à la phase 1 : compression élevée en intensité

à la phase 2 : l’altitude des reliefs est stabilisée, le poids de la racine a augmenté et la poussée d’Archimède aussi

puis quand l’érosion dépasse la surrection, le déficit de relief est compensé en profondeur par un excès de masse (remontée asthénophérique, donc d’un matériau plus dense que de la croûte continentale) : c’est le rebond isostatique

à la phase 3 : il y a extension tardi-orogénique, étalement gravitaire, mise en place donc de failles normales, arasement des reliefs net jusqu’à pénéplénation

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IV/ LE RECYCLAGE DE LA CROUTE CONTINENTALE

La croûte océanique, née au niveau des dorsales (1ère S) par fusion partielle mantellique retourne au manteau en zone de subduction : il y a donc bien recyclage : ainsi, les fonds océaniques ne dépassent pas 200 Ma. Mais la croûte continentale de même origine (péridotite mantellique) se forme en subduction par des mécanismes différents ; ne retournant pas au manteau, elle subit aussi un recyclage pendant la collision (phase 3 de son histoire) : l’épaississement crustal dû au raccourcissement entraîne en profondeur des augmentations du couple (pression, température) engendrant une fusion partielle possible avec magma de genèse de granites et gneiss : il y a donc aussi recyclage interne crustal. Toute la croûte continentale affleurante (surtout celle des montagnes) est soumise à altération et érosion donc une partie de cette croûte devient des sédiments puis des roches sédimentaires : lors de la collision, elles sont alors déformables et métamorphisables pour donner des migmatites ou granites d’anatexie intégrés eux aussi à la néocroûte : c’est un recyclage externe crustal.

exemple : le grès est une roche sédimentaire détritique (> 50% de débris issus de l’érosion d’autres roches), issue de l’agrégation et la cimentation (diagenèse) de grains de sable (quartz, feldspath et micas noirs) qui peuvent être issus de l’altération d’un granite. Les grès se forment plus ou moins loin des zones d’érosion et d’altération des granites.

Au cours des cycles orogéniques, la croûte continentale est recyclée et ne disparaît pas (seules les parties érodées ou ayant subi une fusion partielle), ce qui explique qu’à certains endroits la croûte continentale puisse avoir des âges très anciens.

La diagenèse correspond aux transformations physico-chimiques et biochimiques que subit le sédiment, après son dépôt, pour le conduire à une roche consolidée compacte dite sédimentaire. Elle inclut 3 procédés pouvant agir conjointement ou séparément : la compaction (liée à la déshydratation aussi), la cimentation, les transformations minérales (dissolutions …) Ces transformations ont généralement lieu à faible profondeur, donc dans des conditions de pression et température peu élevées.

Les sédiments sont généralement d'origine détritique (débris d'anciennes roches), mais ils peuvent également comporter, des restes d’organismes, de fossiles et de minéraux apparus par transformations chimiques. Selon le pourcentage de chacun de ces divers éléments, on distingue donc 3 types de roches : détritiques, biochimiques et chimiques. Cette transformation se fait en plusieurs étapes, plus ou moins respectées selon les sédiments.

Les molasses sont des formations de type conglomérat de roches sédimentaires détritiques d'origine post-orogénique, qui s'accumulent dans des bassins périphériques de la chaîne de montagnes et sont souvent des grès à ciment de calcaire argileux, formant les pentes douces car friables, tendres et perméables. Souvent accumulées dans des bassins flexuraux (créés par la flexure de la lithosphère sous le poids de la chaîne de montagne en cours de formation), elles sont souvent reprises par les chevauchements les plus externes de l’orogenèse et sont des sédiments marins peu profonds (littoraux) ou continentaux.

L'évolution diagénétique d'une roche est relativement lente et variable dans le temps : elle peut s'inverser si les conditions physico-chimiques du milieu changent. Les paramètres en jeu sont la température, la concentration en ions dissous, le pH. Les molécules entrant en jeu dans la diagenèse sont principalement des carbonates (CaCO3 et Ca,MgCO3) et la silice (SiO2). - en général, l'eau de mer est sursaturée en CaCO3 et l'eau douce en SiO2. On devrait donc avoir précipitation systématique de carbonate dans le milieu marin et de silice en eau douce. Ce n'est pas ce que l'on observe. Ce blocage est principalement dû à la présence de composés organiques ou de phosphates ou de sulfates. - le facteur qui fait croître le pH est surtout représenté par l'activité bactérienne et la photosynthèse des algues : les bactéries réductrices des sulfates peuvent faire monter le pH à 9.5. On comprend mieux que l'activité des algues, et notamment des Cyanophycées, peut provoquer la précipitation de carbonates et la dissolution de la silice. - l‘intensité de l'hydrolyse augmente rapidement avec l'augmentation de température.

Bilan

Par ses actions mécaniques et chimiques, l'eau est l’agent principal de l’altération des roches (le soleil, le vent interviennent également), ainsi que de l’érosion, du transport et de la sédimentation. L’érosion commence dès le début de la formation des reliefs. Après une période durant laquelle il y a compétition équilibrée entre la surrection et l’érosion, l’érosion prend le dessus et conduit au rétablissement de l’épaisseur moyenne de la croûte soit 30 km environ : c’est la disparition progressive de la chaîne de montagne selon un schéma bien connu maintenant sur quelques dizaines de Ma environ. Les matériaux issus de l’érosion, « arrachés » aux montagnes, sont transportés plus ou moins loin selon leur taille, leur lieu de production et la force de l’agent de transport. Lors de l’orogenèse, ils sont repris dans les nappes de charriage et à nouveau accumulés pour former de nouveaux reliefs. Après leur dépôts, ils s’assemblent et sédimentent. Un 2ème phénomène contribuerait à la disparition des reliefs tandis que l’isostasie tend à compenser la perte d’altitude (rebond isostatique) en réaction plus profonde à l’érosion superficielle du matériau continental montagneux : l’extension tardi-orogénique. La croûte océanique est constamment recyclée (née du manteau, elle retourne au manteau) d’où son âge

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maximum de 200 Ma. La croûte continentale, née elle aussi du manteau, n’y retourne pas : elle subit au cours de la formation des chaînes de montagnes un recyclage interne par fusion partielle du gneiss et du granite et un recyclage externe par métamorphisme des roches sédimentaires conduisant également à la formation de gneiss et migmatites.

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