Chapitre 1 : Les caractéristiques du domaine continental

1. Les différences d'altitude et leur explication

1. Les reliefs sur Terre et les types de roches associées

L'altitude moyenne des continents est de 800m et de – 3400 m pour les océans si on utilise l'outil d'observation de la Terre par satellite de la Nasa NEO.

Ces différences s'expliquent par des différences au niveau de la nature des roches de la croûte océanique et par des différences de densité.

La croûte continentale est formée de roches dont la densité avoisine celle du granite, environ 2,7,  quand la croûte océanique est formée de roche dont la densité est voisine de celle des basaltes et gabbros (2,9). La croûte terrestre repose sur le manteau constitué de péridotite de densité 3,3. L'épaisseur moyenne de la croûte continentale est de 30 Km quand elle n'est que de 5 Km sous une jeune croûte océanique.

2. Équilibre des reliefs sur le manteau et profondeur du Moho

a) Les anomalies gravimétriques

Les cartes gravimétriques des anomalies de Bouguer où on enlève les effets de l'altitude, de la latitude et des reliefs sur le champ de gravité, indiquent une anomalie négative du champ de pesanteur terrestre sous les grands reliefs que sont les chaînes de montagnes. La gravité y est moins forte qu'attendue ce qui ne peut s'expliquer que par un déficit de masse sous les chaînes de montagnes.

b) La présence d'une racine crustale sous les chaînes de montagne

voir 1^er § 2 p 154

On mesure un approfondissement du Moho sous les chaînes de montagnes. Cet approfondissement permet de compenser l'excès de masse à l'air libre dû aux reliefs.

On peut utiliser un logiciel de simulation qui calcule la pression exercée par la colonne de roche sur une surface donnée appelée surface de compensation. Ce logiciel utilise le modèle d'Airy.

Df : L'isostasie est un état d'équilibre réalisé à une profondeur, appelée profondeur de compensation, pour laquelle la pression exercée par les colonnes de roches situées au dessus est la même en tout point.

BILAN

On constate effectivement que la lithosphère est en équilibre sur l'asthénosphère selon le phénomène d'isostasie.

Au relief positif qu'est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale.

3. Différence d' »altitude » entre océans et continents

La densité de la croûte océanique, plus élevée, est responsables de l'altitude moyenne négative des océans.

Le modèle de Pratt reproduit mieux les variations latérales de densité observées pour la lithosphère océanique. En effet cette densité augmente entre la mise en place de la lithosphère océanique jeune et sa disparition par subduction.

Les différences d'altitude moyenne entre les continents et les océans s'expliquent donc par des différences crustales.

Apprendre le schéma bilan p 157 en haut

  En TP :

• Utiliser les temps de trajets des ondes sismiques se réfléchissant sur le Moho  pour évaluer la profondeur du Moho sous une chaîne de montagne.
  
• Identifier les roches caractéristiques de la croûte continentale, de la croûte océanique et du manteau. Connaître leur localisation dans le globe et leurs densités.
• Savoir utiliser et critiquer un modèle analogique pour étudier le phénomène d'isostasie.
• Comprendre le principe d'une carte gravimétrique et connaître l'existence d'anomalies gravimétriques sous les chaînes de montagnes.

2. Ages de la croûte terrestre

3. Méthode d'étude

En physique nucléaire, un isotope est un corps simple ayant le même numéro atomique (nombre de protons) qu'un autre, des propriétés chimiques presque identiques (même élément chimique), mais une masse atomique différente.

Les différences physiques entre isotopes d'un même élément sont dues à la différence de constitution du noyau de l'atome : le nombre de protons, correspondant à son numéro atomique Z, reste toujours inchangé ; c'est le nombre de neutrons N qui diffère d'un isotope à l'autre d'un même élément.

Les isotopes se désintégrant par radioactivité s'appellent des isotopes radioactifs, et ils génèrent des isotopes dits radiogéniques. On parle aussi d'isotopes pères et d'isotopes fils des réactions de désintégration radioactive.

La vitesse de désintégration d'un isotope père P en isotope fils F est proportionnelle à la quantité d'isotope père. On a donc:

dN_P/dt = -λ N_P ou dN_t/dt = -λ N₀

La constante de proportionalité, λ, s'appelle la constante de désintégration. Sa valeur dépend de l'isotope considéré, et représente la vitesse de la désintégration. Elle s'exprime généralement en an^-1.

On peut définir la période T1/2, appelée aussi demi-vie, comme le temps au bout duquel la quantité initiale d'élément père a été divisée par deux. T1/2 s'exprime donc en années.

Par intégration, on obtient :

Nt = N0 . exp (- λ. t)

où :

• • N0 est le nombre d'atomes radioactifs présents à l'instant initial

  • Nt est le nombre d'atomes radioactifs présent à l'instant t

Cette loi mathématique est une loi de décroissance exponentielle en fonction du temps.

La plupart du temps on ne mesure pas la quantité d'un élément radioactif dans un échantillon mais le rapport d'abondance entre le nombre d'atomes de deux isotopes du même élément. Cette grandeur est donc sans unité. Cette mesure est réalisée grâce à un spectromètre de masse.

2. Cas où la quantité initiale* d'isotopes est inconnue : la méthode la droite isochrone

*Nombre d'isotopes au moment de la fermeture de l'échantillon. (La fermeture de l'échantillon se produit quand les conditions de cristallisation ou de température de la roche font qu'il n'y a plus d'échanges entre l'échantillon étudié et son environnement.)

Ce problème de datation renferme 2 inconnues :

• la quantité initiale d’isotope ;

• l’âge de l’échantillon.

Il est donc nécessaire de disposer d’au moins 2 équations. Pour ce faire, on effectue une mesure sur deux constituants équivalents du même échantillon.

Pour éviter le problème posé par le fait que les quantités initiales des isotopes impliqués dans les réactions radioactives sont différentes dans les deux échantillons, on mesure les rapports isotopiques qui sont bien sûr identiques (mais inconnus) à l’origine.

On utilise la quantité de l'isotope stable 86 Sr pour pouvoir calculer un rapport isotopique plus aisé à mesurer avec un spectromètre de masse mais surtout qui donne un rapport 87Sr/86Sr identique pour tous les minéraux d'une roche au moment de la fermeture du système. En effet il s'agit du rapport de deux isotopes d'un même élément chimique qui se répartit entre minéral et liquide en fonction de ses propriétés chimiques et non de ses propriétés nucléaires. Pour un même magma d'origine ce rapport sera identique.

En revanche le strontium et le rubidium ont des affinités chimiques différentes. Le strontium lors de la cristallisation d'un magma va intégrer des minéraux qui cristalliseront plus tôt que le rubidium. Les différents minéraux d'une roche et les différents échantillons d'un même ensemble auront donc un rapport 87Rb/86Sr différent. Comme chaque atome de Rb qui se désintègre devient un atome de 87 Sr le rapport 87Rb/86Sr diminue dans les même proportion que le rapport 87Sr/86Sr qui, lui, augmente. On obtient donc une courbe isochrone sur laquelle les mesures effectuées dans les divers échantillons de même origine au même moment s'alignent.

Diagramme isochrone (à connaître)

En faisant une résolution graphique on trouve que la pente de la droite :

A= exp (λt −1) ⇔  t=ln(A+1)

                                      λ

La ½ vie de ce couple est de 50 Ga.

Il est utilisé pour des durées allant de quelques dizaines de millions d'années jusqu'à des centaines de millions d'années.

Les méthodes de radiochronologie, utilisant divers couples d'isotopes radioactifs ont permis de dater les plus anciennes roches sur Terre. Ainsi les gneiss d'Acasta au Canada (n°32 sur la carte) sont datés à 4,03 Ga. On connaît aussi des Zircons (minéraux très résistants) trouvés dans un banc de gravier des Jack Hills (n°10 sur la carte) en Australie datés de 4,4Ga. La roche-mère des zircons se serait formée à température peu élevée, à proximité de la surface, au contact des eaux de pluie ou des eaux océaniques. Ils ont été datés grâce au couple d’éléments U/Pb.

Répartition géographique des grandes provinces archéennes (-1.5Ga)

(d'après Condie 1981 et Goodwin 1991)

En bleu foncé les régions où des roches plus vieilles que 2.5 Ga affleurent et en bleu clair zones où ces roches sont recouvertes de roches sédimentaires

Bilan :

On constate ainsi que l'âge de la croûte océanique n'excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroit de plus de 4 Ga. Cet âge est déterminé par radiochronologie.

En TP :

• Savoir reconnaître au microscope polarisant des minéraux contenant du rubidium ou du strontium, le feldspath orthose et mes micas ;
  
• Savoir utiliser un tableur pour tracer une isochrone à partir d'un tableau de données fourni ;
• Savoir tracer une droite régression dans un tableur et obtenir son équation pour connaître la pente de la droite ;
  

• Savoir rentrer une formule (fournie)  dans un tableur pour trouver l'âge d'une roche.

1. La mise en évidence des variations d'épaisseur actuelles ou passées de la croûte continentale et leur origine

2. Indices tectoniques de l'épaississement de la croûte continentale

Dans les chaînes de montagne actuelles on observe des indices tectoniques nombreux liés au raccourcissement de la croûte. En conséquence des empilements de nappes de croûte se produisent ce qui génère l'épaississement observé sous la forme de forts reliefs.

Par exemple : Les Alpes sont caractérisées par 82 sommets majeurs et 46 sommets mineurs de plus de 4000 m dont le plus célèbre et le plus important est le Mont Blanc ( 4807 m).

Définitions:

Plis : déformation résultant de la flexion ou de la torsion des roches

Failles inverses :. Cassure des terrains avec déplacement des parties séparées caractéristique d'un contexte de raccourcissement .

Chevauchement : Mouvement tectonique conduisant un ensemble de terrains à en recouvrir un autre par l'intermédiaire d'une surface de contact anormale peu inclinée ou résultat de ce mouvement.

(Nappe de) charriage : Chevauchement de grande amplitude allant de la dizaine à la centaine de Km.

Figures tectoniques de compression

Savoir schématiser tous ces éléments.

En TP :

• Savoir faire un modèle de compression en utilisant  par exemple de la farine et du chocolat
  
• Etre capable de mettre en évidence le raccourcissement et l'augmentation d'épaisseur lié à un phénomène de compression grâce à un modèle

Savoir identifier des structures tectoniques sur des photographies de paysages

2. Indices pétrographiques de l'épaississement de la croûte continentale

L’épaississement crustal s'accompagne d'une modification des conditions de température et de pression pour les roches de la croûte et en particulier pour celles qui se trouvent en profondeur.

Qu'est ce qu'une roche?

De l'atome à l'oeil nu

Les associations minéralogiques qui caractérisent ces roches se modifient à l'état solide selon des réactions métamorphiques et se transforment en associations plus stables dans les nouvelles conditions de Pression et de température. Ces réactions se déroulent lentement et à l'échelle des âges géologiques ce qui explique que des associations stables à grande profondeur soient encore accessibles à la surface suite aux phénomènes d'érosion.

Les roches métamorphiques comme les schistes, les micaschistes et les gneiss sont caractérisés d'abord par l'apparition d'une schistosité (présence d'un feuilletage, acquis en réponse à des contraintes tectoniques) puis d'une foliation où certains minéraux s'alignent.

Certaines associations minéralogiques, caractéristiques des roches continentales, permettent de reconstituer les conditions de température et de pression auxquelles la roche a été portée.

Exemple de l'histoire du Lévezou

Les minéraux repères permettant de reconstituer les températures et pressions auxquelles les roches ont été soumises

A = Anatexie (fusion partielle)

Interprétation : De l'ouest vers l'est les roches du Lévezou ont subi des températures et pressions de plus en plus importantes.

Reconstitution des évènements subis par les roches de la région étudiée

L'empilement d'unités de croûte peut entraîner l'apparition de conditions de pression et de température telles que la fusion partielle des roches de la croûte continentale peut se produire et générer un magma. C'est l'anatexie. Les minéraux dont la température de fusion est la plus faible sont les premiers à passer en phase liquide. Il s'agit en premier lieu des quartz et des feldspaths. Ces liquides peuvent se déplacer dans la croûte et aller jusqu'à former des intrusions de granite dit d'anatexie (caractérisé par la présence de mica noir et de mica blanc), une fois recristallisés lentement en profondeur. Les traces de fusion partielle des roches de la croûte sont visibles dès la transformation des gneiss en migmatites (doc2 p151).

Un évènement majeur il y 300 à 350 Ma : la formation d'une gigantesque chaîne de montagne au milieu de la Pangée : la chaîne hercynienne.

Les gneiss étudiés dans le Lévezou se sont formés il y a 350 Ma environ. Ils sont les preuves de l'existence d'unités de croûtes empilées et ils gardent la trace de leur enfouissement en profondeur lors de la formation de la chaîne hercynienne. Ces roches sont remontées à la surface lors de l'érosion de la chaîne, ce qui permet de les étudier aujourd'hui.

En TP  :

• Identifier les minéraux des roches métamorphiques continentales comme les gneiss et les migmatite (fiches de reconnaissance p 402 à 405)
  
• Utiliser un diagramme pression température pour placer des associations de minéraux et déterminer la température et la pression où ces minéraux étaient stables
• Identifier les zones d'une migmatite qui montrent qu'une fusion partielle (anatexie) s'est produite.
  
  • Exemple: voir figure 1 et sa légende

Bilan :

Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de montrer un enfouissement très profond d'unités de croûte lors de la formation d'une chaîne de montagne puis leur remontée lors de sa disparition. On reconstitue ainsi un scénario de l'histoire de la chaîne.