CHAPITRE I NOTIONS DE GEOLOGIE SOMMAIRE

Transcription

1 CHAPITRE I NOTIONS DE GEOLOGIE Introduction SOMMAIRE 1 STRUCTURE DU GLOBE TERRESTRE 1.1 Structure verticale 1.2 Tectonique des plaques Divergence de plaques Convergence de plaques Convergence de deux plaques à croûte océanique Convergence d'une plaque à croûte océanique et d'une plaque à croûte continentale Convergence de deux plaques à croûte continentale Coulissage de plaques 1.3 Mouvements verticaux de la lithosphère Université Kasdi Merbah Ouargla Département de géologie et l univers 1

2 CHAPITRE 1 NOTIONS DE GEOLOGIE Introduction La géologie, ou science de la terre, a pour but de décrire la constitution du globe terrestre et d'essayer de reconstituer son histoire, et d'utiliser ces connaissances pour la recherche des matières premières telles que les hydrocarbures. Elle regroupe un certain nombre de disciplines : la minéralogie, la pétrographie, la géochimie, la sédimentologie, la stratigraphie, la tectonique et la paléontologie. Les phénomènes géologiques, en dehors des tremblements de terre et des éruptions volcaniques, sont des phénomènes très lents et imperceptibles à l'échelle humaine. L'unité de temps de la géologie est le million d'années. La terre existe depuis approximativement millions d'années, alors que le début de l'univers est daté à environ millions d'années. L'atmosphère terrestre à l'origine était différente de celle que nous connaissons actuellement. Elle a permis la synthèse d'importantes molécules organiques permettant à leur tour un développement progressif de la vie. C'est à partir du début de l'ère primaire, il y a environ 570 millions d'années, que les organismes vivants laissent des traces fossiles marquées (voir annexe : l'échelle stratigraphique avec les principales étapes du développement des organismes vivants). 1 Structure du globe terrestre 1.1 Structure verticale L'étude des séismes révèle une structure en couches concentriques (figure 1.1). Il existe entre chaque couche des variations brutales de la vitesse de transmission des ondes sismiques qui indiquent soit des variations chimiques du milieu (changement de la composition minéralogique des composants) soit des variations physiques (milieu fluide visqueux ou solide). De la surface au centre de la terre, on distingue : La croûte océanique de densité moyenne 2,9 formant le plancher des océans et la croûte continentale de densité moyenne 2,7 formant les continents. Elles se distinguent par leur épaisseur et par leur composition minéralogique. La jonction entre les deux types de croûte se situe sous le talus continental.

3 La croûte océanique a une épaisseur moyenne de 7 km. Elle se compose essentiellement de roches basaltiques. La croûte continentale a une épaisseur moyenne de 30 km, elle peut atteindre 70 km sous les chaînes de montagnes. Elle se compose essentiellement de roches granitiques. Les constituants des basaltes et des granites sont principalement des aluminosilicates riches en calcium, sodium et potassium. Elles se distinguent également par leur âge : la croûte océanique la plus ancienne connue ne dépasse pas 200 millions d'années alors que la croûte continentale atteint millions d'années dans certaines régions. FIG. 1.1 Structure verticale Les croûtes océanique et continentale sont recouvertes d'une épaisseur variable de roches sédimentaires. Le manteau séparé de la croûte terrestre (continentale et océanique) par la discontinuité de Mohorovicic ou Moho (figure 1.2). Cette discontinuité correspond à un changement minéralogique, les silicates ferro-magnèsiens dominent. La densité moyenne du manteau est 3,4. On distingue : * Le manteau supérieur se compose : - D'une couche rigide, capable de résister sans déformation appréciable à des contraintes de l'ordre d'une centaine de bar, située entre le Moho et une profondeur de l'ordre de 100 km

4 (70 km sous les océans et jusqu'à 150 km sous les continents). Avec la croûte terrestre, cette couche constitue la lithosphère. - De l'asthénosphère située entre 100 et 300 km de profondeur marquée par un ralentissement des ondes sismiques. Cette couche n'est pas rigide mais elle est capable de fluer sous faibles contraintes, ce qui permet ainsi le déplacement de la lithosphère. Cette couche serait le siège de mouvements de convection thermique. - D'une zone de transition, située entre 300 et 700 km de profondeur, marquée par une forte augmentation de la vitesse de propagation des ondes sismiques. * Le manteau inférieur ou mésosphère de 700 à km caractérisé par une augmentation plus lente de la vitesse des ondes sismiques. Le noyau externe de à km séparé du manteau par la discontinuité de Gutenberg. C'est à la fois une discontinuité physique et chimique : le noyau externe se comporte comme un fluide et serait composé principalement de Fer et de Nickel. Cette couche serait responsable de l'existence du champ magnétique terrestre. La graine ou noyau interne de km à km séparée du noyau externe par la discontinuité de Lehman. Cette couche aurait la même composition chimique que la précédente mais serait solide. La température régnant au centre de la terre est de l'ordre de C.

5 FIG. 1.2 Détails de la lithosphère et asthénosphère

6 1.2 Tectonique des plaques La lithosphère, couche rigide composée de la croûte terrestre et / ou océanique et d'une petite partie du manteau, est partagée en un certain nombre de plaques indépendantes les unes des autres (figure 1.3). Ces plaques en forme de calotte sphérique sont mobiles et se déplacent sur l'asthénosphère, leur limite est tout à fait indépendante de la limite continents-océans. Le déplacement des plaques est dû à des cellules de convection thermique entre une source chaude ascendante et / ou divergente responsable de l'accrétion des dorsales océaniques et des rifts continentaux et une source descendante et / ou divergente créant les zones de subduction et les zones de collision. Il en résulterait une traction du plancher océanique vers les régions de convergence des plaques. L'activité sismique du globe est située à la périphérie de ces plaques. Il existe trois types de contact entre les plaques lithosphèriques (figure 1.4). On distingue : Les zones de divergence caractérisées par une tectonique en extension (failles normales, graben). Ce sont les dorsales médio-océaniques et les rifts continentaux où il y a accrétion (formation) de la croûte océanique. Les zones de convergence caractérisées par une tectonique de compression (failles inverses, chevauchements). Ce sont les zones de subduction. Les zones de coulissage caractérisées par une tectonique de cisaillement. Ce sont les failles transformantes. FIG. 1.3 Répartition des différentes plaques tectoniques

7 La tectonique des plaques fournit une explication relativement simple du volcanisme, des séismes et de leur répartition, de la formation des chaînes de montagnes et des bassins sédimentaires. FIG. 1.4 Différents types de contacts entre les plaques Divergence de plaques La divergence se produit au niveau des dorsales ou rides médio-océaniques et des rifts continentaux. Il y a apport de magma basaltique provenant des couches profondes du manteau et création continue de croûte océanique. Des mesures géophysiques, fondées sur les inversions périodiques de la polarité du champ magnétique terrestre, montrent que la vitesse de déplacement relative (taux d'expansion) est de l'ordre de 5 à 10 cm par an (jusqu'à 17 cm / an dans le Pacifique Sud). Le long de la dorsale, le volcanisme est intense et basaltique (laves très fluides). Les séismes sont nombreux mais de faible amplitude, les foyers sont proches de la surface (10 à 20 km de profondeur).

8 1.2.2 Convergence de plaques Plusieurs cas se présentent suivant la nature de la croûte (figure 1.5) Convergence de deux plaques à croûte océanique L'une des plaques s'enfonce sous l'autre, on dit qu'il y a subduction. Elle est marquée à la surface du globe par une fosse océanique profonde bordée d'un arc insulaire. La séismicité est importante, ainsi que le volcanisme (cas du Japon, des Philippines). FIG. 1.5 Différents types de convergence de plaques Convergence d'une plaque à croûte océanique et d'une plaque à croûte continentale Il y a subduction de la croûte océanique, la plus dense, sous la croûte continentale. Il se forme une fosse océanique en marge du continent et une chaîne de montagne à forte séismicité (cas de la Cordillère des Andes, des Montagnes Rocheuses) Convergence de deux plaques à croûte continentale (figure 1.6) Il y a collision des croûtes continentales qui, à cause de la faible densité des matériaux, ne peuvent pas s'enfoncer dans le manteau. Il se produit la surrection d'une chaîne de montagne (cas de l'himalaya). La compression est intense, elle provoque des chevauchements avec déplacements horizontaux de morceaux de croûte atteignant plusieurs dizaines, voire la centaine de kilomètres.

9 Les zones de subduction sont caractérisées par un volcanisme andésitique (éruptions explosives et laves visqueuses) et par la présence de fosses océaniques très profondes (cas des fosses du Pacifique qui atteignent m). Les foyers des séismes sont plus profonds que dans le cas des dorsales océaniques (de quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres).

10 Ils se répartissent sur une surface oblique que l'on peut suivre jusqu'à une profondeur de l'ordre de 700 km (profondeur à laquelle la plaque subductée est complètement digérée dans les couches profondes du manteau). Les vitesses de subduction sont plus faibles que les vitesses d'expansion. FIG. 1.6 Exemple de convergence de deux plaques à croûte continentale Formation de l'himalaya Coulissage de plaques (figure 1.7) Le coulissage se produit le long de failles transformantes lorsque deux plaques en contact se déplacent en sens inverse ou à des vitesses différentes. Ces failles affectent généralement toute l'épaisseur de la lithosphère. Le cas le plus connu est celui de la Californie où il y a coulissage le long de la faille de San Andréas. Les vitesses de déplacement sont de l'ordre de 5 cm / an. Ces zones sont le siège de séismes d'amplitude importante : les foyers sont proches de la surface ; par contre, le volcanisme est absent. Les coulissages existent aussi bien dans les zones de convergence, de collision et de divergence. Le coulissage peut produire des chaînes de montagnes dites de coulissage et des bassins sédimentaires désignés sous le nom de "pull - apart". C'est le cas de la région Sinaï - Mer Morte - Liban.

11 Cette structure de la lithosphère en plaques se déplaçant indépendamment les unes des autres donne un caractère temporaire (à l'échelle des temps géologiques) aux continents et aux océans. FIG. 1.7 Exemple de coulissage de plaques lié à une dorsale Au cours des temps géologiques, les continents ont occupé des positions différentes de celles que nous connaissons actuellement. L'Atlantique Sud s'est ouvert il y a environ 150 millions d'années créant la séparation de l'afrique et de l'amérique du Sud (figure 1.8). L'Inde s'est séparée du Continent Antarctique il y a environ 80 millions d'années et est entrée en collision avec l'asie donnant naissance à l'himalaya.

12 FIG. 1.8 Position des continents au Jurassique 1.3 Mouvements verticaux de la lithosphère En plus des déplacements horizontaux des plaques sur l'asthénosphère, il se produit des mouvements verticaux. Ces mouvements sont d'amplitude variable et concernent généralement des surfaces importantes (de quelques milliers à quelques centaines de milliers de km 2 ). On

13 constate que les chaînes de montagne en s'érodant ont tendance à se soulever, et les zones océaniques à s'enfoncer au fur et à mesure qu'elles s'éloignent de la dorsale océanique. En mesurant la valeur de l'accélération de la pesanteur à la surface du globe, on constate qu'il existe un certain nombre d'anomalies mais d'amplitude beaucoup plus faible que prévue. Pour expliquer ce phénomène, il faut admettre qu'il se produit une compensation des anomalies de pesanteur en profondeur. Il existe une surface de compensation, correspondant approximativement à la limite lithosphère-asthénosphère, où la valeur de l'accélération de la pesanteur serait constante sur toute la surface du globe. La lithosphère rigide "flottant" sur l'asthénosphère (qui se comporte comme un fluide) atteint une position d'équilibre vertical après un temps plus ou moins long. L'altitude atteinte par la surface de la lithosphère par rapport à la surface de compensation dépend de l'épaisseur et de la densité des différentes couches composant cette lithosphère. Quand l'épaisseur (présence de chaînes de montagnes, remontée de l'asthénosphère) ou la densité de la lithosphère (due à une variation de la température des matériaux) se trouvent modifiées par des phénomènes tectoniques ou thermiques, il se produit un réajustement des niveaux dit réajustement isostatique. Dans certaines régions, il se produit un soulèvement de la lithosphère : c'est le cas de la Scandinavie qui s'est soulevée de 400 m au cours des derniers ans à cause de la fusion de la calotte glaciaire qui recouvrait cette région (figure 1.9). A certaines périodes, la vitesse de remontée a atteint 1 cm / an. Dans d'autres régions, la lithosphère s'enfonce.

14 FIG. 1.9 Exemple de mobilité verticale de la croûte terrestre

15 On appelle subsidence le phénomène d'origine tectonique et / ou thermique qui, localement, provoque l'enfoncement progressif de la lithosphère. La subsidence permet la permanence des conditions de sédimentation dans une région donnée. La vitesse de subsidence est de l'ordre de quelques mètres à quelques centaines de mètres par millions d'années. Ce n'est pas la sédimentation qui est le moteur de la subsidence mais au contraire c'est l'enfoncement progressif de la croûte qui permet le dépôt d'importantes couches de sédiments. La subsidence a des causes multiples dont les principales sont : un étirement (figure 1.10) de la lithosphère qui provoque son amincissement dû à une remontée de l'asthénosphère, sous l'effet d'un régime de contraintes de distension ; le refroidissement de la lithosphère qui augmente sa densité (subsidence thermique). Ce refroidissement produit la rupture de la lithosphère au bout d'un certain temps (de l'ordre de 200 millions d'années) entraînant la formation d'une nouvelle zone de subduction ; une surcharge due à des dépôts sédimentaires, volcaniques ou à la présence d'une calotte glaciaire ; une flexion de la lithosphère ou plissement de forme synclinale sous l'effet d'un régime de contraintes de compression généralement à proximité des zones de subduction. FIG Exemple de subsidence produit par un amincissement de la croûte continentale Les différents moteurs de la subsidence peuvent se relayer dans le temps (étirement suivi d'une subsidence thermique). L'amincissement de la lithosphère, sa flexion et la subsidence thermique sont à l'origine de deux grands types de bassins sédimentaires se situant, le premier en domaine intraplaque, le second en frontière de plaques. Remarque : Il existe de nombreux cas de subsidence provoquée par le soutirage d'hydrocarbures. C'est le cas du champ de Ekofisk avec un enfoncement de l'ordre de quelques dizaines de cm par an (actuellement environ 50 cm / an).