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Les continents et leur dynamique Rappels de 1ère : Schéma de la lithosphère Lithosphère : Roches froides et dures, milieu rigide. Ondes sismiques « accélérées » Asthénosphère : milieu ductile

Chapitre 1 : La caractérisation du domaine continental (lithosphère continentale,

relief et épaississement crustal)

1.1. L’ISOSTASIE

1.1.1. LA GRAVIMÉTRIE La lithosphère est en équilibre (isostasie) sur l’asthénosphère. Les différences d’altitudes moyennes entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales Le poids d’un objet est la force qui résulte de l’attraction terrestre. Cette attraction dépend de la gravité g ou pesanteur (9,81 N/kg) La gravimétrie est l’étude de l’intensité de la pesanteur terrestre. Appareil de mesure : le gravimètre.

1.1.2. LES ANOMALIES GRAVIMÉTRIQUES Mises en évidence par P. Bouguer en 1738. Dans les montagnes, la pesanteur mesurée est inférieure à la pesanteur

théorique calculée. Cette différence est négative : c’est l’anomalie de Bouguer. Théorie : L’excédent de masse d’une

montagne est composé en profondeur par un déficit de masse qui permet l’équilibre sur l’asthénosphère (existence

d’une racine crustale). Isostasie : théorie qui permet d’expliquer les anomalies gravimétriques. La compensation

qui permet l’équilibre entre l’asthénosphère et la lithosphère est appelée isostasie.

1.1.3. LA MODÉLISATION Il existe deux modèles :

Modèle d’Airy : CC. La masse volumique de la croûte est constante. La croute repose sur des roches de masse volumique supérieure (manteau). Blocs de même masse volumique [densité=masse volumique espèce / masse volumique eau] quelle que soit l’altitude qui reposent sur des blocs plus denses. On a donc une épaisseur de roche plus importante sous les hautes altitudes adapté à la CC : des études sismiques révèlent en effet des racines crustales sous les reliefs montagneux. Modèle de Pratt : CO : les variations d’altitudes sont dues à des différences latérales de masse volumique. Plus la masse volumique est élevée, plus la hauteur de la roche est faible. (À un moment la lithosphère va être tellement lourde qu’elle plonge dans l’asthénosphère au niveau d’une zone de subduction). Blocs de masse volumique différentes, plus faible sous les altitudes et vice-versa. Adapté à la CO : plus la CO, se refroidit (en s’éloignant de la dorsale) plus elle devient dense-> CO plus profond La lithosphère est en équilibre isostatique avec l’asthénosphère. Les différences d’altitudes même entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales. (Courbe bimodale montre bien que la croûte continentale est plus légère que la croûte océanique).

1.2. L’ÉPAISSEUR ET LA DENSITÉ DE LA CROÛTE CONTINENTALE

1.2.1. LA DENSITÉ DE LA CROÛTE CONTINENTALE

Roches de la CC Densité En TP : pour déterminer la densité de l’échantillon de roche, on met l’échantillon dans une éprouvette graduée avec de l’eau et on note la différence de volume Granite 2,7

Diorite 2,7 à 3

La CC est formée principalement de roches voisines du granite appelées granitoïdes comme la diorite la granodiorite,

d’une densité d’environ 2,7.

Remarque :

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Roches de la CO Densité La CC est d’une densité plus faible que celle de la CO qui est proche de 3 Basalte 2,7 à 3

Gabbro 2,8 à 3,1

1.2.2. L’ÉPAISSEUR DE LA CROÛTE CONTINENTALE Calcul du MOHO MOHO : discontinuité entre croûte et manteau supérieur La croute continentale est d’une épaisseur plus importante en moyenne de 35km que la CO (proche de 7km). Le MOHO a une profondeur d’environ 60km sous les alpes. Il est possible de repérer les temps d’arrivés des ondes P(directes) et des ondes P (réfléchies par le MOHO) pour en évaluer sa profondeur. On trouve d’abord la vitesse des ondes (normalement 5,5km/s) en étudiant les ondes P directes (on connait la distance Foyer-Station et le temps de parcours de ces ondes) Puis on recherche la distance totale parcourue par les ondes réfléchies (voir méthode sur le schéma) plus facile lorsque le foyer est proche de la surface.

1.3. DES INDICES TECTONIQUES DE L’ÉPAISSISSEMENT CRUSTAL

1.3.1. LES INDICES D’UNE COMPRESSION PLIS : déformation souple des roches. Sous l’effet de contraintes tectoniques, les roches se sont déformées avec formation de plis. Ces roches ont eu un comportement plastique (ductile). Les plis indiquent la direction des contraintes. LES FAILLES : déformation cassante des roches. Quand la contrainte (compression / extension) est supérieure à la résistance des roches, celles-ci cassent avec création de failles (inverses dans un système en compression. Les failles inverses traduisent un raccourcissement et un épaississement local de la croute.

1.3.2. LES EMPILEMENTS LES NAPPES DE CHARRIAGE : Masse de roche qui s’est déplacée / superposition sur d’autres formations éloignées. L’empilement est responsable de l’épaississement crustal qui atteint 60km dans les Alpes. (SCHEMA)

1.4. DES INDICES PÉTROGRAPHIQUES DE L’ÉPAISSISSEMENT CRUSTAL

1.4.1. LE MÉTAMORPHISME Métamorphisme : Ensemble des transformations minéralogiques des roches (qui ont la même composition chimique) qui entraînent un réarrangement des éléments d’une roche, conduisant à une recristallisation à l’état solide sous l’action de l’augmentation de P et T Le métamorphisme est croissant en fonction de la profondeur (augmentation P et T en profondeur). Les principales roches métamorphiques sont :

(Roches sédimentaires argileuses de surface) Schiste à séricite et chlorite ou schiste ardoisier micaschiste à

grenat gneiss gris (stade ultime du métamorphisme)ANATEXIE (fusion partielle)granite d’anatexie (pas une roche métamorphique) Ces roches ont la même composition chimique, elles sont issues par métamorphisme de roches sédimentaires argileuses (pélites). Les roches schisteuses On parle de schiste quand les plans de schistosité sont serrés et de foliation pour le gneiss quand ils sont de l’ordre du cm. Schistes : plan de schistosité : feuillets de même composition Micaschistes : foliation : feuillets de compositions différentes Gneiss : feuillet de quartz et feldspaths (clairs) et des feuillets sombres de micas.

Exemple Micaschiste à grenat Granite

Type de roche Métamorphique Plutonique (issue de l’anatexie)

Minéraux présents Micas (noirs : biotite et blancs : muscovite), quartz, grenat Micas, quartz, feldspaths

Schistosité OUI : orientation des minéraux NON, pas d’orientation. Grenue

1.4.2. LE MAGMATISME OU FUSION PARTIELLE Observation de migmatites, diagramme P-T Les migmatites sont des roches provenant de la fusion partielle du gneiss (stade ultime du métamorphisme de contact). Au-delà du solidus, c’est-à-dire à de fortes P et T il y a fusion partielle de la roche : on parle d’anatexie. Le

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gneiss fond et se transforme en granite d’anatexie. Le solidus est la ligne qui sépare le domaine du métamorphisme de celui du magmatisme (ou anatexie).

1GPa40km de profondeur Exemple de roche qui présente une trace de fusion / roche témoin de l’anatexie = migmatite. Certaines parties de la roche ont fondues (lentilles claires : viennent d’un liquide magmatique / de fusion) et d’autres non (bordures sombres qui n’ont pas subi la fusion) (Savoir expliquer le magmatisme et le métamorphisme lorsqu’on donne par exemple une photo de migmatite)

1.5. L’ÂGE DE LA LITHOSPHÈRE CONTINENTALE

1.5.1. LE GÉOCHRONOMÈTRE RUBIDIUM/STRONTIUM Les isotopes radioactifs se désintègrent spontanément en émettant des rayonnements et se transforment en éléments stables. Un élément père, radioactif se désintègre en un élément fils, stable. La décroissance radioactive est exponentielle. Il faut toujours le même temps pour que la quantité d’éléments présents soit réduite de moitié par désintégration. Cette durée est la demi-vie. - méthode Rubidium/strontium Le strontium possède 2 isotopes stables : 87Sr et 86Sr. Le Rubidium 87Rb, radioactif se désintègre en 87Sr, isotope stable. Lors de la cristallisation (refroidissement du magma) 2 échantillons (d’âge ≠) on le même rapport initial (87Sr/86Sr) t0 mais des rapports (87Sr/86Sr)t [augmente avec t] et (87Rb/86 Sr)t [diminue avec t] différents que l’on peut mesurer par spectroscopie de masse. Le résultat final est une droite isochrone définie par l’alignement des échantillons (87Sr/86Sr) en fonction du temps avec

« a » comme coefficient directeur. a=e𝜆t-1 (on en déduit t = ln(𝑎+1)

𝜆)

L’isotope 87Rb demi-vie de 48,8*109ans et 𝜆 (constante de désintégration) =1,42*10-11ans-1 (SCHEMA)

1.5.2. DÉTERMINATION DE L’ÂGE D’UN GRANITE TP : chronologies relatives et absolues dans un granite (Excel)

Chapitre 2 : La convergence lithosphérique : contexte de la formation de chaînes

de montagnes

2.1. MODÈLE DE FORMATION D’UNE CHAÎNE DE MONTAGNE

2.1.1. MÉCANISME Schéma de l’ouverture océanique à la collision continentale Marge passive, continentale : zone de transition entre la CC et la CO où l’activité géologique (volcanisme, tremblements de terre) est quasi-nulle. Preuve de l’expansion océanique Marge active au niveau des zones de subduction. La formation d’une chaîne de montagne ou orogénèse provient de l’affrontement de deux lithosphères continentales. Cet affrontement est causé par des courants de convection du manteau qui entraînent les deux blocs continentaux l’un vers l’autre. Avant que ces deux blocs ne s’affrontent, ils étaient séparés par un océan au milieu duquel se trouvait une dorsale océanique. Tant que des courants ascendants du manteau alimentent la dorsale en magma, l’accrétion océanique se poursuit, éloignant ainsi les deux blocs continentaux situés au-delà des marges passives de l’océan. Or les courants de convection ont changé de place dans le manteau et une divergence de plaque, (qui donne lieu à une accrétion océanique) a été suivie d’une convergence de plaques (qui donnera lieu à un affrontement entre deux plaques). L’une des premières étapes de cette convergence est la subduction d’une partie de la lithosphère océanique préexistante sous une lithosphère océanique ou continentale. Au cours de cette subduction, lorsque toute la lithosphère est absorbée dans le manteau, les deux blocs continentaux vont se retrouver face à face. La contrainte de convergence (compression) se poursuivant, ces deux blocs vont inexorablement entrer en collision pour former une chaîne de montagne aboutissant à un épaississement crustal de plus de 60km.

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2.1.2. L’EXEMPLE DES ALPES Carte des massifs des Alpes franco-italiennes. (Arc de cercle : partie interne= vers l’Italie) Alpes externes constituées de : Chaînes subalpines / Préalpes : comportant des roches sédimentaires (il y a donc eu un domaine océanique / océan alpin qui a disparu) du mésozoïque (Ère secondaire) et du cénozoïque (ère tertiaire) : massif des Bauges, des Bornes, de la Chartreuse et du Vercors : Zone Dauphinoise. Massifs cristallins externes : comportant des roches du paléozoïque (ère primaire) : massif du Mont Blanc, des Aiguilles Rouges, de Belledonne, du Pelvoux et D’Argentera-Mercantour. Massifs cristallins internes : du côté italien : Dora Maria, Grand Paradis, Mont Rose Un grand chevauchement, le front pennique sépare les Alpes ext. (Fr) des Alpes internes (It.) Les Alpes internes touchées par le métamorphisme alpin avec la zone briançonnaise, roche du carbonifère (ère primaire) et du Trias et plus à l’Est, la zone piémontaise (schistes lustrés et ophiolites) Les Alpes sont bordées de grands bassins sédimentaires où sont

déversés les produits de l’érosion : Le bassin de l’Isère (Grenoble), la plaine du Pô. La chaîne des Alpes s’est formée au cénozoïque. Voir schéma de l’obduction

2.2. LES TRACES D’UN ANCIEN DOMAINE OCÉANIQUE Les chaînes de Montagnes présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu (ophiolites).

2.2.1. LA STRUCTURE VERTICALE DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE SCHEMA De haut en bas : sédiments > basaltes en pillows lavas > filons verticaux de basaltes > gabbros (CO) >

péridotite (MS).

2.2.2. DES ROCHES DU PLANCHER OCÉANIQUE (CO) DANS LES ALPES Le complexe ophiolitique du Chenaillet (grec : Ophis=serpent) Trois types de roches se superposent : des serpentinites, du gabbro et du basalte en coussin. Cet assemblage est qualifié de complexe ophiolitique : Cette unité est une portion directe du plancher d’un océan disparu. Présence de serpentinite : péridotites qui ont été soumise à une altération hydrothermale. La serpentinite de couleur vert sombre, minéral hydraté qui entoure les Px et olivines. Traces de métamorphisme hydrothermal dans les gabbros avec présence d’auréoles, d’amphiboles (Hornblende) ou de chlorite autour des Px : métagabbros de type schiste vert.

2.3. LES TRACES D’UNE ANCIENNE MARGE CONTINENTALE PASSIVE Les chaînes de montagne présentent souvent les traces d’anciennes marges continentale passives. Elles sont dites passives car l’activité géologique y est très faible.

2.3.1. LA STRUCTURE D’UNE MARGE CONTINENTALE PASSIVE Exemple : marge armoricaine, unités morphologiques -plateau continental (large de 70km ; peu profond ~200m) -talus continental (qui descend, avec une pente de 7% en moyenne) -plaine abyssale Unités sismiques -failles normales dont certaines ont un pendage qui diminue avec la profondeur (listriques) Bloc basculé= bloc de CC situé entre 2 failles listriques, géométrie de la faille provoque le basculement du bloc à mesure qu’il s’enfonce. Les sédiments recouvrent le bassin ainsi crée. C’est une sédimentation en éventail Pendage de failles listriques

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Le profil sismique d’une marge passive montre la présence de failles normales caractéristiques d’une tectonique en distension (extension), ce sont des failles listriques [failles normales légèrement concaves vers le haut] dont le pendage diminue avec la profondeur. Ces failles délimitent des blocs (basculés), recouverts de sédiments en éventail.

2.3.2. UNE PALÉOMARGE DANS LES ALPES On observe la présence de blocs basculés dans le massif de l’Oisans (à côté de Grenoble) qui correspondent à une ancienne marge passive. Les indices Marge continentale passive : blocs basculés/socle cristallin granitique, sédiments marins, structure des sédiments en éventail (observable sur des photos aériennes et des schémas de coupe / données sismo) Présence d’une lithosphère océanique : ophiolites Métamorphisme de subduction : roches de métamorphisme

2.4. LES TRANSFORMATIONS MINÉRALES LORS DE LA SUBDUCTION

2.4.1. LES TRANSFORMATIONS MINÉRALES LORS DE LA SUBDUCTION SCHEMA du métamorphisme ; TP : observation de lames minces de schistes bleus, éclogite Les réactions du métamorphisme

Plagioclase+pyroxène +eau (GABBRO) amphibole hornblende verte et pyroxène relique (METAGABBRO SCHISTE VERT). Les gabbros océaniques subissent des transformations minéralogiques au cours de l’expansion océanique et de la subduction notamment celle des pyroxènes en amphiboles. Ils deviennent ainsi des métagabbros. Les amphiboles : hornblende et glaucophane. Au cours de l’expansion océanique, les gabbros sont transformés par des circulations d’eau, hydratés en schistes verts. Au début de la subduction, les schistes verts subissent des transformations métamorphiques par déshydratation progressives en schistes bleus puis en éclogites. On a une succession de 3 gabbros métamorphisés. On parle du faciès schistes v-b-éclogite

Schistes verts Métagabbro à hornblende Feldspath (blanc) Pyroxène (Noir) Hornblende (verte)

Schistes bleus Métagabbro à glaucophane Feldspaths (blanc) Pyroxènes (noir) Amphibole glaucophane (bleue)

Eclogite Métagabbro à grenat et à jadéite Jadéite (verte) Grenat (orange) (Quartz)

2.4.2. LES ROCHES MÉTAMORPHIQUES DES ALPES Schistes bleus dans le Queyras, éclogites dans le massif de Dora Maira-> indique le sens de la subduction vers l’Est. Présence de coésite : quartz de la CC, signe d’un enfouissement de la CC à des profondeurs de 100km-> minéral UHP Les traces de métagabbros et éclogites dans les alpes sont les preuves d’une subduction de la CO. Ces minéraux du métamorphisme se forment lorsqu’il y a réaction entre 2 minéraux : à l’interface de ces 2 minéraux sous des conditions de P+T spécifiques.

2.5. LES CAUSES DE LA SUBDUCTION Au niveau de la dorsale, une circulation hydrothermale importante permet un refroidissement rapide du magma (forme des pillows lavas), d’où formation de la CO. Flottabilité positive de la lithosphère sur l’asthénosphère (densité inférieure entre 2,8 et 3,2 sup 3,25) lorsque la lithosphère a une densité supérieure à l’asthénosphère on parle de flottabilité négative : il y a subduction) Avant 16Ma d(lo)<d(ma) À 16Ma d(lo)=d(ma) : équilibre de la Lo (lithosphère océanique) sur le ma (manteau asthénosphérique À 25Ma : flottabilité négative d(Lo)>d(ma) : lithosphère susceptible de subir une subduction / de s’enfouir dans le ma. En s’éloignant de la dorsale (en vieillissant), la LO se refroidit et s’épaissit (se densifie) puis s’enfonce dans l’asthénosphère : c’est la subsidence thermique (enfoncement).

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L’augmentation de sa densité, au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère. En surface, l’âge de la LO n’excède pas plus de 200Ma.

2.6. LES TRACES DE LA COLLISION CONTINENTALE

2.6.1. UNE SUPERPOSITION DE 2 LITHOSPHÈRES CONTINENTALES Grâce à l’échographie sismique (p.176) on a pu mettre en évidence la structure profonde de la chaine de montagne :

la racine crustale et le chevauchement de 2 CC

2.6.2. LES MODIFICATIONS PROFONDES DE LA LC La présence de failles inverses de faible pendage en périphérie des Alpes, est un indicateur de contacts anormaux entre nappes de charriages, où des roches plus anciennes reposent sur des roches différentes, plus jeunes. Cet empilement en profondeur de nappes de charriage, où des roches plus anciennes reposent sur des roches plus jeunes est à l’origine du raccourcissement et de l’épaississement de la LC, donc de la racine crustale. La tomographie sismique a permis de repérer sous la chaine de montagne la subduction continentale. La LC a pu

s’enfoncer profondément dans le manteau malgré sa faible densité sous la contrainte de la compression tectonique.

Chapitre 3 : Le magmatisme en zone de subduction : une production de

nouveaux matériaux continentaux Les zones de subduction sont le siège d’une importante activité magmatique qui aboutit à une formation de CC

3.1. LE VOLCANISME DES ZONES DE SUBDUCTION Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions

sont fréquemment explosives.

3.1.1. UN VOLCANISME EXPLOSIF Volcanisme de la ceinture du feu du Pacifique et des Antilles : -émission importante de produits solides : bloc, cendres -formation de nuées ardentes (très chaud, rapide)9 -émission de gaz : 80% de vapeur d’eau, CO2, SO2, N2, H2, CO qui réagissent avec l’eau pour former des composés toxiques : acide chlorhydrique, acides fluorhydrique, acide sulfurique, …

3.1.2. DES LAVES À VISCOSITÉ ÉLEVÉE Viscosité : résistance à l’écoulement dû aux liaisons chimiques dans le fluide, notamment entre Si et O dû à la teneur en silice SiO2. (Plus cette teneur est élevée, plus le magma est visqueux, donc résistant à l’écoulement) Magmas (en profondeur) et laves (dégazage du magma, à l’air libre) sont essentiellement de nature andésitique et rhyolitique eau niveau des zones de subduction.

Teneur en Silice SiO2 Nature chimique du magma Equivalent grenue

44-50% Formation de magma basaltique Gabbro

54-63% Andésitique Grano(diorite)

68-77% Rhyolitique Granite (quartz)

4.2. LES ROCHES MAGMATIQUES DES ZONES DE SUBDUCTION

3.2.1. DES ROCHES VOLCANIQUES / MICROLITIQUES TP : observation de lames minces d’andésite et rhyolite Roches microlithiques : partiellement (pas entièrement cristallisés) car : refroidissement rapide du magma : les cristaux n’ont pas le temps de se former microlites = petits cristaux en forme de baguette.

Rhyolite Andésite SiO2 Autres (Al, Na2O, K2O)

Phénocristaux (petit cristal visible à l’œil nu) Et microlithes [M] (petits cristaux) Le tout noyés dans un verre volcanique (obsidienne)

Q M - ++++ ---

Orthose - +++ ++

Pl M Pl M ++ ++

Bt, Ms (Biotite, Muscovite) Bt, Ms ++ +++

- Px --- ---

Am (Amphiboles) Am M + ++++

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3.2.2. DES ROCHES PLUTONIQUES / GRENUE Roches grenues : refroidissement lent du magma, les cristaux ont le temps de se former Diorite équivalent plutonique de l’andésite (même composition chimique) Granite équivalent plutonique de la rhyolite Sauf que les roches volcaniques présentent leurs cristaux sous forme de phénocristaux et microlithes noyés dans du verre volcanique. Ceux des roches grenues sont plus grand, pas de verre volcanique.

4.3. LA GÉNÈSE DES MAGMAS DES ZONES DE SUBDUCTION La déshydratation des matériaux de la CO subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent.

3.3.1. LES CONDITIONS DE LA FUSION PARTIELLE DU MANTEAU Diagramme de P-T : géotherme des zones de subduction, solidus des péridotites hydratées. (Voir Schéma) A la profondeur où sont produits ces magmas, la température est insuffisante pour faire fondre la péridotite. Cependant, par hydratation de la péridotite, son solidus et sa température de fusion diminuent. Les péridotites hydratées peuvent fondre partiellement.

3.3.2. LA DESHYDRATATION DES ROCHES DE LA CO La génèse des magmas au cours de la subduction : les facteurs entrainant la fusion partielle : -Il n’y a pas de fusion partielle de la péridotite à 100km à une température de 1000°C L’eau abaisse la température de fusion de la péridotite. Le magma formé provient de la fusion partielle des péridotites au-dessus du plan de Wadati-Benioff, cette fusion est due à l’hydratation du manteau. L’eau provient de la déshydratation de la plaque plongeante (CO). Le long du plan de Bénioff, les roches de la LO sont soumises À des conditions de P et T différentes de celles de leur formation. Elles se transforment et se déshydrate (métamorphisme de subduction). Des minéraux caractéristiques des zones de subduction apparaissent : glaucophane, jadéite, grenat. Les péridotites hydratées fondent car l’eau abaisse leur température de fusion. - hydratation : abaisse la température de fusion - entrent en fusion partielle - magmatisme - formation de CC L’apport de magma sous et à l’intérieur de la CC permet la formation de nouveaux matériaux continentaux. Ce magmatisme de subduction est le principal « fabricant » de CC moderne : on qualifie cette production d’accrétion continentale. Surtout dans la zone de subduction pacifique-Amérique TP : sismolog : le magmatisme des zones de subduction Dans les zones de subduction, les activités sismiques et volcaniques ont pour origines la convergence de plaques lithosphériques. L’important magmatisme de ces zones es expliqué par la formation de magma, en profondeur, par fusion partielle du manteau situé au-dessus de la plaque en subduction. La fusion partielle étant due à la libération d’eau par la transformation des minéraux de la plaque subduite sous l’effet de la pression, on compare 2 zones de subduction pour déterminer la profondeur à laquelle se déclenche cette fusion partielle. -à l’aplomb du plan de Bénioff on a des volcans actifs, preuve d’un magmatisme de profondeur. En superposant 2 coupes de plan de Bénioff de différents endroits on peut délimiter le secteur de formation de magma : en dessous du volcanisme, vers environ 100km de profondeur.

4.4. LA MISE EN PLACE DES MATÉRIAUX CONTINENTAUX Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande parte cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

3.4.1. L’ACCRÉTION CONTINENTALE Le magmatisme des zones de subduction est à l’origine de la formation de la CC, c’est l’accrétion continentale

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3.4.2. LA PRODUCTION DES GRANITOIDES Au cours de sa remontée, le magma refroidit lentement et les minéraux cristallisent par différenciation magmatique, c’est la cristallisation fractionnée. Les minéraux les plus pauvres en silice cristallisent en premier. : Péridotite : O basalte, gabbro : Px andésite, (diorite) : Am, Pl, Bt Granite, (rhyolite) : Q, Fs, Ms (Muscovite) Les minéraux les plus riches en silice cristallisent en dernier. D’où le liquide formé (magma résiduel) est très riche en silice. Lors de la remontée du magma il y a une contamination par les roches encaissantes de la CC. Les magmas basiques peuvent devenir plus acides (plus riches en silice) par apport de Silice de la CC encaissante.

BILAN Une lithosphère océanique subissant une subduction se déshydrate. Le degré de déshydratation d’une roche peut s’établir en étudiant la nature et les proportions des minéraux. Les gabbros déshydratés de la lithosphère océanique entraînés dans une zone de subduction subissent des transformations minéralogiques en relation avec leur déshydratation. L’étude de la composition chimique des granitoïdes des zones de subduction montre qu’ils sont issus du refroidissement d’un magma d’origine mantellique. Ceci suggère une fusion partielle des péridotites à l’aplomb des zones d’activité volcanique, c’est-à-dire dans le manteau de la plaque chevauchante. Or les conditions de pression et de température qui règnent au niveau des zones de subduction ne permettent pas une fusion partielle des péridotites car le solidus ne recoupe pas le géotherme. La LO qui plonge est hydratée car riche en minéraux hydroxylés (OH-). Entraînées en profondeur, les roches subissent une forte augmentation de pression mais une faible augmentation de température, car la subduction est plus rapide que le réchauffement de la LO, les roches ayant une mauvaise conductivité thermique. On parle de métamorphisme de haute pression, basse température. HP-HT Accrétion continentale et formation de roches plutoniques de type granitoïdes La LO au cours de son enfouissement libère de l’eau dans le manteau sus-jacent. Les roches du manteau commencent leur fusion partielle. Le magma formé remonte soit rapidement (volcanisme) soit lentement, il sera alors bloqué en profondeur et refroidira lentement dans les profondeurs pour former des plutons ---> SCHEMA BILAN / RECAPITULATIF Une roche est formée de minéraux (ne pas confondre minéraux et roche)

Quelques minéraux à connaître

Px, Augite Vert-noir Déshydraté

Jadéite Vert Déshydraté

Grenat Rouge mat, forme globuleuse Déshydraté

Fs, Plagioclase Blanc Déshydraté

Glaucophane Bleu foncé Hydraté

Chapitre 4 : La disparition du relief

4.1. L’APLANISSEMENT DES CHAINES DE MONTAGNE

4.1.1. DES CHAINES D’ÂGE DIFFÉRENT En France, l’observation de massifs montagneux permet de distinguer les chaînes de montagnes anciennes des chaînes de montagne récentes : Les massifs anciens présentent des reliefs beaucoup mois élevés, elles sont aplanies au cours des temps géologiques. On trouve donc des massifs d’altitudes différentes : massif armoricain, massif central, Pyrénées, dues à l’érosion

4.1.2. LA THERMOCHRONOLOGIE Lors de l’érosion d’une chaîne de montagne, il y a remontée des roches profondes vers la surface qui ainsi se refroidissent. Dans certains minéraux, il existe des repères de datation, c’est-à-dire des traces qui dépendent de la température et qui permettent ainsi de dater ces minéraux : on peut donc établir une thermochronologie. Exemple : Dans l’apatite, on trouve des traces de fission de 238U qui donne la vitesse d’exhumation de la chaîne de montagne, soit la vitesse d’érosion. L’uranium 238 se désintègre spontanément, ce qui provoque un désordre du

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réseau cristallin appelé traces de fission. L’observation de ces traces de fission permet de déterminer à quelle époque le minéral a franchi l’isotherme 110°C puis 60°C. On peut ensuite établir une hypothèse sur la distance qui séparait ces deux isothermes (en établissant un gradient géothermique) puis établir la vitesse d’exhumation des chaînes de montagnes ou encore la vitesse d’érosion.

4.2. L’ALTÉRATION DES ROCHES Les chaînes de montagnes anciennes ont des reliefs moins élevés que les plus récentes. On y observe à l’affleurement une plus forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur.

4.2.1. L’ALTÉRATION PHYSIQUE De nombreux agents érodent les roches par action physique

Le gel : L’eau gelée augmente son volume de 10% ce qui fait éclater les roches

Les glaciers : érodent les roches en matériaux très fins : limons-poussières/farine glaciaire (passage du glacier qui exerce une pression importante)

La température : désagrège les roches car les minéraux n’ont pas les mêmes coefficients de dilatation.

Les végétaux : dont les racines élargissent les fissures et facilitent leur altération. De plus les racines ont tendance à acidifier le milieu (rejet de H+ interfère avec les roches et favorise l’altération chimique)

4.2.2. L’ALTÉRATION CHIMIQUE Le principal agent d’érosion est l’eau par hydrolyse (destruction des minéraux par l’eau). TP : observation de lame mince de granite altéré On observe des auréoles d’altération autour des Micas et Feldspaths : Sous l’action de l’eau, (dans le cas des granites, constitué des minéraux micas et Pl (silicates, SiO4, et K+ Na+)) les cations (K+ et Na+) sont mis en solution : la structure du minéral est modifiée-> formation de nouveaux minéraux. Un exemple de réaction : muscovite + eau illite + K+ La solubilité des ions dépend de leur potentiel ionique. La molécule d’eau se comporte comme un dipôle dont la force d’attraction détermine la solubilité de l’ion. Cette force d’attraction dépend du potentiel ionique : rapport entre la charge Z de l’ion et son rayon ionique R 3 classes d’ions : -cations solubles : Z/R < 3 ; faible charge, attirés par l’eau (K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe2+)

-cations précipitants : Z/R ]3 ; 10[; insolubles, précipitent sous la forme d’hydroxydes (à l’origine de gisements métallifères / métaux) : (Fe3+, Ti, Al, Mn) - Oxyanions solubles : Z/R > 10 : charge élevée et petit rayon (Si, P, N, S, B, C) ; sont solubles et peuvent se recombiner avec les cations solubles pour donner des carbonates, sulfates, phosphates, ...

4.3. LE DEVENIR DES PRODUITS D’ÉROSION Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l’eau jusqu’en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent (sédimentation) Erosion : diminution des reliefs résultant du départ des produits de l’altération.

4.3.1. LE TRANSPORT DES PRODUITS D’ÉROSION Diagramme D’Ulstrom L’eau est le principal agent de transport des éléments issus de l’altération des roches. Les débris des roches sont transportés en fonction de leur masse et de la vitesse du courant. La charge sédimentaire d’un cours d’eau est la masse de sédiments transportée par unité de temps et comprend la MES : les matières en suspension et la MET : les matières dissoutes. Pour des particules de taille importantes (MES principalement), le transport s’effectue en roulant ou glissant au fonde de l’eau : de nombreux blocs glissent lors des crues / Flut par la pression exercée par l’eau)

4.3.2. LE DÉPÔT DES PRODUITS D’ÉROSION Les sédiments de déposent dans les bassins périalpins Isère-Pô ; et dans les bassins océaniques : deltas Pô, Rhône Des prélèvements d’échantillons permettent de mesurer les concentrations en MES et MET des flux. Ces mesures permettent de dresser un bilan d’érosion pour certains fleuves / cours d’eau. La quantité de sédiments déposés dans un bassin en fonction du temps correspond au flux sédimentaire.

4.4. LE REAJUSTEMENT ISOSTATIQUE

4.4.1. DES ROCHES PLUTONIQUES EN SURFACE L’érosion provoque la remontée isostatique des chaînes de montagnes.

10 | w w w . p o r t a l 2 c l a s s . w o r d p r e s s . c o m

Des granites formés en profondeur affleurent aujourd’hui en surface. Grâce à la datation (géochronologie) de ces granites, on peut dater le moment de cristallisation des minéraux et connaissant le gradient géothermique moyen sous la chaîne de montagnes, on peut déterminer la profondeur à laquelle le magma a cristallisé. Dans le massif Armoricain affleurent des granites âgés de plus de 300Ma formé à 10-15km de profondeur. Autre fait de l’érosion : L’allègement des masses rocheuses en surface dû à l’érosion entraine une remontée de CC profonde pour rétablir l’équilibre isostatique : rebond isostatique (pour 100m d’érosion il y a un rebond de 80m) La baisse d’altitude engendrée par l’érosion est en grande partie compensée par la remontée isostatique : Dans les Alpes, la remontée isostatique est de plus en plus faible en s’éloignant de la zone centrale.

4.4.2. MODÉLISATION Schéma

4.5. L’ÉTIREMENT DES CHAÎNES DE MONTAGNE

4.5.1. DES MÉCANISMES D’EXTENSION AU CŒUR DE LA CHAÎNE Les chaînes de montagnes se forment par épaississement crustal, suite à la collision continentale avec compression importante des terrains. Paradoxalement une extension est constatée au sein de nombreuses chaînes de montagnes. On observe la formation de failles normales au cœur des chaînes qui provoquent l’affaissement des blocs situés au-dessus de la faille et ainsi l’aplanissement de la chaîne. Ces failles se forment lors d’une extension du terrain. Des forces d’extension, de compression et de coulissage/cisaillement (les données sismiques repèrent des failles normales, inverses ou décrochantes) s’appliquent sur les roches au niveau des Alpes. À la suite de phases actives de collision (compression, charriage, épaississement) un équilibre entre forces tectoniques et lithosphériques semble atteint l’Érosion perturbe cet équilibre : soulèvement par réajustement isostatique extension au niveau du réajustements (au cœur des Montagnes) et compression aux limites : déplacements nuls.

4.5.2. LES CONSÉQUENCES DE L’ÉTIREMENT Grâce aux données géologiques et sismotectoniques, on montre qu’il y a extension au centre de la chaîne et des compressions en bordure, ce qui est favorable à l’aplanissement de la chaîne. Des phénomènes tectoniques participent aussi à la disparition des reliefs. L’ensemble de ces phénomènes débutent dès la naissance du relief et constituent un vaste recyclage de la CC SCHEMA BILAN