Thème 1B: LES CONTINENTS ET LEUR DYNAMIQUE. Chapitre 6

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1 Thème 1B: LES CONTINENTS ET LEUR DYNAMIQUE Chapitre 6

2 En 1ère S, ce sont les caractéristiques de la lithosphère océanique qui ont été étudiées. En TS, ce sont les caractéristiques de la lithosphère continentale qui vont nous intéresser pour avoir une vue complète de la dynamique de l ensemble de cette lithosphère terrestre (croûte + partie supérieure du manteau).

3

4 Introduction Chapitre 6 : LE DOMAINE CONTINENTAL ET SES CARACTÉRISTIQUES A la différence du domaine océanique, le domaine continental (30% de la surface terrestre) est émergé, avec une altitude moyenne de 800 m audessus du niveau de la mer, et par endroit, des reliefs très importants (Alpes, Himalaya,..). Quelles sont les caractéristiques du domaine continental?

5 I. LES ROCHES DE LA CROÛTE CONTINENTALE 1. La composition de la croûte continentale Livre: doc. 3 p.127 Grès (sédimentaire) 5% Schiste (métamorphique) 55% Calcaire (sédimentaire) Diorite (magmatique) Gneiss (métamorphique) 40% Granite (magmatique)

6 Structure grenue

7 Les roches de la croûte continentale appartiennent pour l essentiel à la famille des granitoïdes (granite, diorite). Ce sont des roches magmatiques plutoniques* à texture grenue*, contenant majoritairement du quartz, des feldspaths et des micas. Mais on trouve également des roches sédimentaires (calcaires, grès ) et des roches métamorphiques* (schistes, gneiss ). *roche plutonique: roche issue du refroidissement complet d un magma en profondeur. *grenue: entièrement cristallisée (refroidissement lent du magma en profondeur). *roche métamorphique: roche issue de la transformation minéralogique à l état solide d une roche préexistante, sous l effet de la température et/ou de la pression.

8 2. La densité* de la croûte continentale *Densité : masse volumique d un matériau divisée par la masse volumique de l eau (1g/cm 3 ). 174 ml 218 ml Roche Densité Basalte 2,8 Gabbro 3 Péridotite 3,3 Granite? Sa densité* est homogène et de 2,7 en moyenne. Elle est plus faible que celle de la croûte océanique (2,9) et du manteau supérieur (3,3). Ces différences s expliquent par la différence de composition minéralogique des 2 croûtes et du manteau.

9 3. L âge de la croûte continentale L âge de la Terre est de 4,56 Ga; celui de la croûte océanique n excède jamais 200 Ma, car elle disparait au niveau des zones de subduction. Quel est l âge de la croûte continentale et comment le calculer? TP n 10 : Etude d une méthode de datation de l âge de la croûte

10 La croûte continentale peut avoir jusqu à 4 Ga. Ses âges sont calculés grâce à des méthodes de radiochronologie, basées sur la loi de désintégration de certains éléments «Pères» radioactifs présents dans les roches, en éléments «Fils» non radioactifs. Loi de décroissance exponentielle de P ½P 0

11 Exemple : méthode de la droite isochrone pour la désintégration du 87 Rb (rubidium) en 87 Sr (strontium). (Période radioactive ou demi-vie T = 48,8 Ga) Le coefficient directeur a de la droite donne l âge t de la roche: t = ln(a+1)/ʎ avec la constante de désintégration du 87 Rb ʎ=1,4x10 11 an -1

12 II. RELIEFS ET ÉPAISSEUR DE LA CROÛTE CONTINENTALE 1. Les variations de l épaisseur de la croûte TP n 11 : Les indices de l épaississement crustal (activité 1) Application Profil Crustal

13 TP11 : Relief et épaisseur de la Croute continentale (Activité 1) Objectif: montrer qu il existe une relation entre la profondeur du Moho et le relief

14 Les données sismiques permettent d estimer l épaisseur de la croûte, c est-à-dire la profondeur de la discontinuité de Mohorovicic (MOHO), la limite croûte/manteau supérieur. Elle est en moyenne de 30 km au niveau des continents (7 km sous les océans), mais elle augmente sous les chaînes de montagnes jusqu à 70 km formant ainsi un épaississement appelé racine crustale. Amincissement (marge passive) (2,7) (2,9) (3,3) Épaississement : racine crustale

15 Quelles sont les témoins de l épaississement crustal, visibles en surface dans les chaînes de montagnes? 2. Les indices tectoniques témoignant de l épaississement crustal TP n 11 : Les indices de l épaississement crustal (activité 2)

16 TP n 11 : Les indices de l épaississement crustal (activité 1) Problème : Quelles structures géologiques témoignent d un raccourcissement de la croûte à l origine de son épaississement? Plis Faille inverse Chevauchement et Nappe de charriage

17 Des indices tectoniques de convergence des plaques et de contraintes compressives sont trouvés dans les chaines de montagnes : plis, failles inverses, chevauchement et nappes de charriage. Ils montrent un raccourcissement local de la croûte, associé à un épaississement vertical dû à l empilement des terrains.

18 3. Les roches témoignant de l épaississement crustal TP n 11 : Les indices de l épaississement crustal (activité 2) Enfoncement + compression Augmentation de la température et de la pression Transformations minéralogiques à l état solide (métamorphisme)

19 Dans les chaînes de montagnes, certaines roches ont été enfouies à plusieurs km de profondeur et ont subi des modifications liées à l augmentation de la pression et de la température (métamorphisme): transformations minéralogiques, alignement des minéraux en feuillets (foliation). Dans certains cas extrêmes, ces variations de pression et de température peuvent entraîner une fusion partielle des roches (anatexie) et produire ainsi des inclusions de magma granitique (migmatite). Gneiss Augmentation température Migmatite Zone foncée = partie du gneiss qui n a pas fondu Zone claire provenant d un magma granitique = fusion partielle du gneiss.

20 III. L ISOSTASIE DE LA LITHOSPHÈRE CONTINENTALE La lithosphère continentale rigide est constituée de la croûte continentale et de la partie superficielle du manteau supérieur. TP n 12 : Lithosphère continentale et isostasie

21 2 possibilités: - baisse du niveau de la mer. - remontée du continent.

22

23 2,7 2,9 Animation pour comprendre l isostasie Racine crustale 3,3

24 Elle repose en équilibre sur l asthénosphère déformable et plus dense, au niveau de l isotherme 1300 C. On appelle isostasie (ou équilibre isostatique) cet état d équilibre réalisé à une certaine profondeur (surface de compensation) et qui applique la loi d Archimède. Selon le modèle d Airy, l excès de masse dû à la présence d une chaîne de montagnes est compensé en profondeur par un déficit de masse (racine crustale épaisse constituée de matériaux légers). Ce modèle permet également d expliquer l altitude moyenne de la croûte océanique (-3800m) plus dense et donc plus fine que la croûte continentale (+800m).

25 Continent Océan Relief Croûte océanique d=2,9 (< 200 Ma) 5 à 10 km 30 km Croûte continentale 70 km d=2,7 (jusqu à 4 Ga) Manteau lithosphérique d=3,3 Racine crustale Manteau asthénosphérique d=3,25 Les roches sédimentaires, que l on trouve en surface aussi bien en domaine continental qu en domaine océanique, n ont pas été indiquées car elles sont minoritaires (5%).

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