basaltes et gabbros, roches sédimentaires granites, roches métamorphiques et sédimentaires

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1 The me 1B Le domaine continental et sa dynamique Chapitre 1 : Les caracte ristiques du domaine continental Les croûtes continentale et océanique se distinguent par leur composition, leur densité, leur épaisseur et leur âge. Composition globale Roches principales Densité Epaisseur moyenne Age max Croûte océanique Basaltique basaltes et gabbros, roches sédimentaires 3 6 km 200 Ma Croûte continentale Granitique granites, roches métamorphiques et sédimentaires 2,7 30 km ~ 4 Ga 1. Radiochronologie et âge de la croûte continentale La radiochronologie permet une datation absolue des roches. Elle est fondée sur la décroissance radioactive de certains éléments chimiques contenus dans les roches au moment de leur formation (fermeture du système). Les rapports isotopiques varient en fonction du temps : plus une roche est âgée moins elle contiendra d'isotopes pères radioactifs et plus elle contiendra d'isotopes fils. Méthode rubidiumstrontium : Réaction de désintégration : 87Rb 87Sr Pour trouver l âge d une roche il est nécessaire de mesurer les rapports isotopiques de plusieurs minéraux de la même roche. On obtient ainsi une droite appelée isochrone dont le coefficient directeur est une fonction du temps : plus la roche est âgée, plus le coefficient directeur de l'isochrone est élevé. Sche ma Epaisseur de la croûte et isostasie L'étude de la profondeur du Moho, qui constitue la limite entre la croûte et le manteau, montre que la croûte continentale est beaucoup plus épaisse que la croûte océanique et que son épaisseur est très variable. La croûte continentale présente des reliefs positifs comme les chaînes de montagnes. Sous une chaîne de montagne, la profondeur du Moho peut dépasser 70 km, formant une racine crustale. L'existence de racines crustales : est la conséquence de l'isostasie : la lithosphère continentale (croûte manteau lithosphérique) très rigide est en équilibre sur l'asthénosphère plus dense mais ductile ; montre que la densité de la croûte et donc de la lithosphère continentale est relativement homogène, c'est l'épaisseur qui varie. Sche ma Origine et conse quences de l'e paississement crustal 3.1. Indices tectoniques Dans un contexte de convergence, les roches, soumises à des contraintes, se déforment : plissements (déformations souples) failles inverses (déformations cassantes) : le bloc situé au dessus de la faille monte par rapport au bloc situé en dessous de la faille. chevauchements : des terrains plus anciens chevauchent des terrains plus récents formant des contacts anormaux. nappes de charriage : des formations de grandes tailles glissent sur plusieurs kilomètres et chevauchent des formations plus récentes au niveau de contacts anormaux. L'épaisseur de la croûte résulte donc d'un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. Sche ma Indices pe trographiques Le granite, caractéristique de la croûte continentale, est une roche magmatique plutonique totalement cristallisée présentant une structure grenue (phénocristaux). Parmi les autres roches de la croûte continentale, les roches métamorphiques témoignent de variations de pression (P) et/ou de température (T) liées à l'épaississement crustal. Les minéraux constituant les roches sont stables dans un domaine de P et de T. Une variation de P et/ou de T provoque des transformations minéralogiques : les minéraux instables se transforment en d'autres minéraux. Les transformations minéralogiques s'effectuent à l'état solide, elles constituent le métamorphisme. Cependant, dans certaines conditions de P et T, les roches de la croûte peuvent fondre partiellement, c'est l'anatexie. Les magmas formés cristallisent en profondeur et forment des plutons. Sche ma 4.

2 Chapitre 2 : La convergence lithosphe rique : contexte de la formation des chai nes de montagnes 1. Formation d'une chai ne de montagne La formation d'une chaîne de collision s'effectue dans un contexte de convergence de deux plaques lithosphériques, elle fait suite à une subduction. 1 La subduction d'une lithosphère océanique entraîne le rapprochement puis la collision de deux lithosphères continentales. 2 L'entrée en subduction de la lithosphère continentale (subduction continentale) provoque le début de la collision. 3 Tandis que l'essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s'épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. L'empilement de nappes provoque l épaississement crustal et ainsi la formation des reliefs. Sche ma. 2. Te moins d'une pale osubduction Une zone de subduction correspond à la disparition d'une lithosphère océanique sous une autre lithosphère dans le manteau chaud et ductile. Une subduction est marquée par une fosse, des séismes répartis selon le plan de Benioff et une activité volcanique (arc volcanique) Moteur de la subduction La lithosphère océanique se forme par magmatisme à la dorsale à haute température et basse pression. La lithosphère océanique est formée de la croûte constituée de basaltes (roches magmatiques volcaniques) et de gabbros (roches magmatiques plutoniques) et du manteau lithosphérique formé de péridotites. La limite entre le manteau lithosphérique et l'asthénosphère correspond à l'isotherme 1300 C. L'âge de la lithosphère océanique augmente par rapport à la distance à la dorsale. Lors de son vieillissement, la lithosphère océanique se refroidit et s'hydrate. Le refroidissement de la lithosphère se traduit par l'abaissement de l'isotherme 1300 C et donc l'épaississement progressif du manteau lithosphérique : c'est la subsidence thermique. L'épaississement du manteau lithosphérique (donc de la lithosphère) et l'hydratation des roches de la lithosphère entraîne l'augmentation de la densité globale de la lithosphère. Lorsque la densité de la lithosphère océanique dépasse celle de l'asthénosphère, l'équilibre isostatique est rompu et la subduction peut avoir lieu. Cependant, la résistance mécanique exercée par l asthénosphère solide peut retarder le phénomène. L âge d une lithosphère océanique n excède pas 200 Ma. Cette différence de densité est l'un des principaux moteurs de la subduction. La lithosphère océanique plongeante tracte le reste de la plaque lithosphérique. La subduction a ainsi un rôle moteur dans la tectonique des plaques. La plongée d'une lithosphère froide explique l'anomalie négative du flux thermique située au niveau de la fosse. Sche ma Transformations mine ralogiques lie es à la subduction Dans la zone centrale de suture d'une chaîne de montagne, on retrouve d'anciennes roches océaniques ayant subi des transformations minéralogiques (métabasaltes et métagabbros) et contenant des minéraux caractéristiques : glaucophane, jadéite, grenat. Ces transformations minéralogiques sont liées à l'augmentation importante de la pression à relativement basse température, provoquée par la subduction : elles résultent donc d'un métamorphisme haute pressionbasse température (HPBT). Pour une profondeur croissante, on trouve des schistes bleus à glaucophane et des éclogites à grenat et jadéite. Les transformations minéralogiques entraînent une déshydratation des roches de la lithosphère océanique subduite, et ainsi l hydratation des péridotites du manteau susjacent situé audessus du plan de Benioff. Sche ma Te moins d'un ancien domaine oce anique Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d'un domaine océanique disparu (ophiolites) et d'anciennes marges continentales passives. Une marge continentale passive correspond à la transition continentocéan. Elle est caractérisée par des failles normales et des blocs basculés. Elle s'explique par l'ouverture d un océan. Les ophiolites, situées au cœur de la chaîne, correspondent donc à des morceaux de lithosphère océanique charriés sur le continent. Les ophiolites correspondent à une lithosphère océanique âgée, froide et hydratée : succession basaltes, gabbros, péridotites (serpentinites). Sche ma Te moins de la collision La partie inférieure de la lithosphère continentale est engagée dans la subduction (subduction continentale), la partie supérieure présente de nombreuses déformations (plis, failles inverses) liées à la convergence. L'empilement des nappes provoque un mélange des matériaux océaniques et continentaux, un raccourcissement et un épaississement crustal à l'origine des reliefs et de la racine crustale. L'enfouissement des roches, en entraînant des variations de pression et de température est à l'origine de transformations minéralogiques.

3 Chapitre 3 : Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux mate riaux continentaux 1. Origine des magmas Au niveau d'une subduction, l'arc volcanique est situé sur la lithosphère chevauchante, 100 à 10 km audessus du plan de Benioff. Les transformations minéralogiques, subies par les roches de la lithosphère océanique plongeante (HPBT), libèrent de l'eau qui hydrate les péridotites du manteau susjacent situé audessus du plan de Benioff. L'hydratation permet d'abaisser la température de fusion des péridotites, elles peuvent donc fondre partiellement, vers km, à une température plus basse que si elles étaient sèches. La formation de magmas est donc la conséquence de la subduction. Sche ma Mise en place des roches magmatiques La remontée de magmas explique l'anomalie positive du flux thermique observée au niveau de l'arc volcanique. Une petite fraction des magmas arrive en surface, formant des volcans, et met en place des roches volcaniques partiellement cristallisées, caractérisées par leur structure microlitique (microcristaux et verre non cristallisé) : exemple l'andésite. Les volcans des zones de subduction émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. La plus grande partie des magmas cristallise en profondeur dans la croûte, formant des plutons, et donne des roches totalement cristallisées à structure grenue (phénocristaux jointifs) de type granitoi de : exemple la granodiorite. Un magma, d'origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental : c'est l'accrétion continentale. Sche ma 10. Chapitre 4 : La disparition des reliefs 1. Erosion et alte ration des roches continentales Les roches émergées (hors de l'eau) subissent une altération résultant d'actions mécaniques et chimiques. Action mécanique liée principalement à la température (agent physique), aux êtres vivants (racines, respiration ), au vent. Elle conduit à la fragmentation plus ou moins poussée de la roche initiale. Action chimique essentiellement liée à l eau et accélérée par la température, soit par dissolution, soit par hydrolyse. Les éléments dissous dans l'eau forment la solution de lessivage, il y a perte de matière par la roche. L hydrolyse conduit, en plus du lessivage, à la transformation minéralogique des minéraux d origine. Globalement, la perte de matière de la roche et les transformations minéralogiques provoquent la désagrégation de la roche en éléments solides de tailles variées. La conséquence de l'altération est l'érosion, en partie responsable de l'aplanissement des reliefs. Sche ma Transport et se dimentation Le transport est assuré principalement par l eau et la gravité, mais aussi par le vent et les glaciers. Il concerne les ions dissous et les particules solides. Ce transport conduit à un tri des particules solides, en fonction de leur taille et de la vitesse du courant. Les particules solides sédimentent par gravité, en fonction de leur taille et de la vitesse des courants, donc il existera une répartition par rapport aux continents : plus on s éloigne des continents plus la taille des particules retrouvées dans les sédiments sera petite. Les particules provenant de l érosion continentale constituent la sédimentation détritique. Les ions en solution précipitent dans l'océan, ils sont à l origine de la sédimentation chimique et biochimique. 3. Phe nome nes tectoniques La perte de matière provoquée par l'érosion entraîne un réajustement isostatique qui se traduit par une remontée de la racine crustale. Lorsque les forces de compression liées à la convergence et la poussée d'archimède liée au poids de la chaîne deviennent insuffisants pour soutenir les reliefs, la chaîne s'étire et s'amincit (failles normales) ce qui provoque son effondrement progressif. Les phénomènes tectoniques interviennent donc également dans l'aplanissement des reliefs. Sche ma Recyclage de la matie re Les roches continentales sont soumises à un recyclage permanent qui fait intervenir des mécanismes tectoniques et physicochimiques : Roches émergées produits d'érosion roches sédimentaires Actuellement, création et destruction de la croûte continentale s'équilibrent à peu près, la surface totale des continents ne varie pratiquement pas. Sche ma 13.

4 1 : Datation absolue de deux granites La méthode RubidiumStrontium réalisée sur des échantillons et des minéraux des deux granites de Goubot et Lacour ont permis d'obtenir les isochrones cicontre. Déterminer, sans effectuer aucun calcul et en expliquant la méthode, l'âge relatif des deux granites. Calculer l'âge approximatif en utilisant le tableau. Coefficient directeur de l'isochrone Age du granite (Ma) 0,001 70, , , , , , , , , : Indices tectoniques dans le massif de la Chartreuse La Chartreuse, zone externe des Alpes, est essentiellement formée de roches sédimentaires déformées d'origine marine. Les roches sédimentaires se déposent horizontalement de façon superposée. Selon le principe de superposition : en absence d'accidents tectoniques, plus une roche est profonde plus elle est ancienne. 1. Identifier les événements expliquant la disposition actuelle des roches. 2. Evaluer le taux de raccourcissement et le taux d'épaississement. 3. Mettre en relation avec la profondeur du Moho sous une chaîne de montagne. 3 : Indices tectoniques dans les Alpes Col du Lautaret, schéma d interprétation Identifier les événements expliquant la disposition actuelle des roches. Région de Bornes

5 4 : Indices pétrologiques, les roches métamorphiques continentales Dans le Massif Central, ancienne chaîne de montagnes, on trouve des Granite R1 R2 R3 R4 roches dont la composition chimique est identique à celle d'un granite, muscovite cependant, ces roches contiennent certains minéraux qui ne peuvent exister dans un granite. biotite Les géologues interprètent ces roches comme étant des roches grenat métamorphiques, c'estàdire transformées par des variations de pression et/ou de température.. staurotide Dans le cas étudié, toutes les roches sont d'anciens granites. disthène La roche R4 présente des traces de fusion partielle. 1. Situer sur le diagramme pressiontempérature les roches étudiées de façon à déterminer les conditions dans lesquelles elles se sont formées. sillimanite andalousite 2. Mettre en relation les informations fournies par les roches avec l'épaisseur de la croûte. Les minéraux qui constituent les roches ont un domaine de stabilité, c'estàdire qu'ils ne peuvent exister que dans une zone de pression et de température. Si la pression et / ou la température varient, un minéral peut devenir instable et se transformer en un ou plusieurs autres minéraux. Sur le diagramme, les courbes délimitent les domaines de stabilité dans lesquels le minéral peut exister et se former : correspond aux conditions physicochimiques de stabilité (présence) correspond aux conditions physicochimiques d instabilité (absence) Supposons une roche située à 1 km de profondeur à 00 C. Cette roche peut contenir de l'andalousite, du grenat, de la biotite mais pas de staurotide. Si la pression augmente (profondeur 2 km) sans variation de température, l'andalousite se transforme en disthène. Si à la même pression, la température passe de 00 à 60 C, le disthène se transforme en sillimanite, la roche peut contenir de la staurotide. : Moteur de la subduction Expliquer l'origine de la subduction d'une lithosphère océanique. Propriétés de quelques enveloppes terrestres en fonction de la distance à l'axe de la dorsale Distance à la dorsale (en km) Age de la lithosphère océanique (en 10 ans) Flux thermique (en 10 W.m ) Croûte* Manteau lithosphérique Masse volumique de la lithosphère océanique (en 103 kg.m3) 3,127 3,222 3,20 3,268 3,27 Masse volumique de l'asthénosphère (en 10 kg.m ) 3,2 3,2 3,2 3,2 3,2 6 2 Epaisseur de la lithosphère océanique (en km) *Les sédiments ne sont pas pris en compte dans le calcul de l'épaisseur. Informations comple mentaires Flux thermique = quantité de chaleur dégagée par unité de temps pour 1 m2 de surface terrestre (1W = 1J.m2.s1) Masse volumique de la croûte = 2, kg.m3 Masse volumique du manteau lithosphérique = 3, kg.m3

6 6 : Indices d'un ancien domaine océanique Marge continentale passive : Livre p et exercice 9 p. 186 Les ophiolites dans les Alpes Les ophiolites du Chenaillet Les péridotites métamorphisées (serpentinites) Les péridotites des ophiolites contiennent un minéral appelé serpentine. A l'origine les péridotites ne contiennent que du feldspath, du pyroxène et un peu d'olivine. 1. Expliquer en quoi les ophiolites sont le témoin d'un ancien domaine océanique (Livre p ) 2. Mettre en relation la position des ophiolites et le scénario de la formation des Alpes. 3. En prenant comme exemple une péridotite à 1000 C située à environ 10 km de profondeur, expliquer l'origine de la serpentine et mettre en relation avec le scénario de la formation des Alpes. 7 : Collision et subduction continentale 1. Livre p En utilisant le doc.3 p.173 du Livre, replacer l'existence de la coésite dans le contexte de la formation des Alpes. 8 : Fusion partielle des péridotites dans une zone de subduction Livre p La fusion des péridotites peut être étudiée en laboratoire. On observe qu elle dépend de la pression, de la température et de l hydratation. Soit une péridotite située à 100 km de profondeur, à une température d'environ 1100 C. 1. A partir des informations du doc.1 p.194, justifier la profondeur choisie : 100 km. 2. Dans quel état se trouve cette péridotite si elle est sèche et si elle est hydratée? 3. Hachurer la zone de fusion partielle dans une zone de subduction. 4. A partir du doc.2 p.19, indiquer dans quel état (hydraté, déshydraté) se trouvent les roches de la lithosphère océanique avant et pendant la subduction.. Résumer sous forme d'un schéma cause conséquence la production de magmas dans une zone de subduction. A. Altération physique : Livre p.212 Identifier les différents agents d'érosion. 9 : Altération B. Altération chimique d'un granite 1. Faire un schéma de la lame mince d'un granite altéré (Livre p.213). 2. Expliquer la présence d'illite.

7 L'altération d'un granite forme une roche meuble appelée arène granitique. Doc.1 : Comparaison en pourcentages du Doc.2 : Hydrolyse d'un feldspath du granite granite et de l'arène granitique D'une façon générale, l'hydrolyse d'un feldspath (Si3AlO8K) forme un minéral argileux (smectite par exemple) et une solution de lessivage Granite Arène contenant des éléments perdus par la roche. SiO2 69,9 68,1 Al2O3 16,0 17,1 Fe2O3 2,4 2,1 MgO 1,6 1,4 CaO 1,6 0,2 Na2O 3,2 1,9 4, 4,9 K2O Si3AlO8K 20 H2O 3 smectites 8 Si(OH)4 4 K 4 OH3. Mettre en relation les doc.1 et 2 de façon à montrer que l'altération conduit à une perte de matière. 4. Identifier à partir du doc.3 les facteurs intervenant dans l'altération.. Résumer sous forme d'un schéma les processus d'altération des roches. Doc.3 : Pourcentage de pertes liées à l'altération Climat Si K Tempéré humide 3 % 80 % Tropical (savane) 66 % 100 % Tropical humide 100 % 100 % 10: Réajustement isostatique Doc.1 : Reconstitution de l'évolution de la calotte glaciaire scandinave Doc.2 : Déplacement vertical moyen Déplacement vertical (mm) Déplacement vertical de la station Skellefteaa (Suède) f(x) = 9,7x 19204, année A partir de l'analyse des documents fournis et de vos connaissances, proposer une explication à vos observations. 11 : Type BAC Exploitez l ensemble des documents afin de retrouver les grandes e tapes ge ologiques ayant donne naissance à la chai ne de montagnes situe e à la frontie re des plaques Arabie et Eurasie.

8 Document 1 : Répartition des reliefs, des séismes et des vecteurs de déplacement GPS Document 2 : Coupe géologique localisée du document 1 Document 3 : minéraux des métagabbros des ophiolites du Zagros Lame mince d'un échantillon des Diagramme pression température montrant les domaines de stabilité métagabbros des ophiolites du Zagros de quelques associations minérales Gl : glaucophane (amphibole bleue) Ja : jadéite (pyroxène vert) A : domaine de stabilité de l'association à chlorite actinote plagioclase B : domaine de stabilité de l'association à glaucophane plagioclase C : domaine de stabilité de l'association à glaucophane jadéite D : domaine de stabilité de l'association à grenat jadéite / glaucophane