Chapitre 1 : LES CARCTERISTIQUES DU DOMAINE CONTINENTAL

Chapitre 1 : LES CARCTERISTIQUES DU DOMAINE CONTINENTAL RAPPEL DES ACQUIS la répartition bimodale des altitudes entre les océans et les continents suggère des matériaux différents pour les océans et continents (gabbro et basalte pour la croute océanique (granite pour la croute continentale) Les plaques lithosphériques rigides présentent des déplacements relatifs en divergence au niveau des dorsales, en convergence au niveau des fosses océaniques et en coulissage au niveau des failles transformantes. Les roches en surface sont soumises, en particulier à l action de l eau : elles s érodent et les minéraux de ces roches sont altérés. Les produits de l érosion peuvent s accumuler sur place ou être transportés par les eaux. Ils finissent par se déposer pour former des roches sédimentaires. PROBLEMATIQUES Comment expliquer les fortes variations des altitudes sur Terre? Comment expliquer l'épaississement de la croûte continentale, à l'origine de la formation des reliefs? Comment expliquer que la CC ait préservé des roches de plus de 200 Ma? 1- La lithosphère en équilibre sur l asthénosphère : notion d isostasie Comment-explique-t-on que, malgré les variations d altitude, la lithosphère soit en équilibre sur l asthénosphère? Activité 1a : Anomalies gravimétriques et répartition de masse en profondeur (doc. 1 et 2, p. 144) La croûte continentale s est épaissie au niveau des chaînes de montagne. Il y a donc du matériau en excès à leur niveau. On s attend donc à trouver une anomalie gravimétrique positive au niveau des reliefs puisqu il y a «de la croûte en excès» Or les mesures gravimétriques réalisées dans les régions montagneuses révèlent une anomalie gravimétrique négative. 2 hypothèses permettent d expliquer cette relation entre la croûte en excès (reliefs) et l anomalie gravimétrique négative constatée : Hyp 1 : La croûte alpine est constituée de roches ayant une densité exceptionnellement faible??? Vérification : Ce n est pas le cas (roches plutoniques, métamorphiques ) Conclusion : L anomalie négative ne peut pas s expliquer par la nature pétrographique des roches en surface Hyp 2 : L anomalie constatée peut s expliquer par la nature des matériaux profonds Position du Moho? Vérification 2 : Les études sismiques révèlent un approfondissement du Moho sous la chaîne de montagne (paragraphe 2, activité 2a) Conclusion 2 : L anomalie gravimétrique négative peut s expliquer par un excès de matériau de faible densité (croûte) au dépend d un matériau plus dense (manteau) (réinvestissement acquis de 1ereS). Les anomalies gravimétriques renseignent donc sur la répartition des masses en profondeur. Tout se passe comme si l excès de masse représentée par la montagne était compensé en profondeur par un déficit de masse. Cette compensation, qui permet l équilibre de la lithosphère sur l asthénosphère, est appelée isostasie

Isobathes Moho Activité 1b : Des modèles pour comprendre l isostasie (doc. 3, p. 145 + fiche TP n 1) Plusieurs hypothèses ont été formulées au XIXème siècle pour expliquer les variations d altitude à la surface de la Terre. Ces variations font intervenir la notion de surface de compensation : La pression exercée par le poids des roches situées au dessus de cette surface est la même en tout point de celle-ci (exercice d application) * Modèle d'airy Airy suggère que, les montagnes qui sont très lourdes, ne peuvent pas être supportées par l'écorce terrestre, et elles "flottent" sur une substance de forte densité selon le principe d'archimède. Plus les montagnes sont élevées, plus leur racine est importante. Dans ce modèle et à une certaine profondeur, il existe une surface dite de compensation, où les pressions seront hydrostatiques. Les reliefs seront donc compensés par une racine crustale et les dépressions par une anti-racine.

Modèle de Pratt Ce modèle est basé sur l'hypothèse que les densités varient latéralement dans des colonnes en fonction de leur élévation par rapport au géoïde. Plus la colonne est élevée, moins elle est dense et inversement, de telle sorte qu'à une certaine profondeur, appelée "la profondeur de compensation", les pressions seront hydrostatiques (même pression). Dans le phénomène d isostasie qui caractérise les structures superficielles de la terre, la limite qui sépare la croûte rigide du matériau susceptible de se comporter comme un fluide et de la porter en équilibre hydrostatique ne se trouve pas à la base de la croûte (Moho), mais plus en profondeur à la limite entre lithosphère et asthénosphère C est donc la lithosphère qui est en équilibre (isostasie) sur l asthénosphère Exercice d application : On définit l'isostasie comme un état d'équilibre réalisé à une profondeur dite profondeur ou niveau de compensation pour laquelle, la pression de charge est la même en tout point La pression de référence au niveau de compensation est égale à: (Ec0*Mvc+(NC-Ec0)*Mcm)*9,8 soit (en considérant des valeurs moyennes de Ec0=25 km,nc=70 km, Mvc=2,7,Mcm=3,3) (25*2.7+(70-25)*3,3)*9,8= 2116Mpa Le calcul consiste alors à déterminer la valeur de la partie X ou X' en fonction de l'altitude ou de la profondeur soit : si l'altitude est positivex = (-Alt*Mvc) / (Mvc- Mcm) si l'altitude est négativex'= (- Alt*Mvc + Alt*Mvo) / (Mvc-Mcm) l'épaisseur de la croûte est donnée par l'expression: Epaisseur de croûte=x (X')+Ec0+Alt (ou prof) Rappel : Pression hydrostatique = masse volumique * épaisseur * accélération de la pesanteur

En utilisant la fiche document : calculer la pression de charge au niveau de la surface de compensation si l'altitude est positive (exemple alt = 2 km) si l'altitude est négative (exemple prof = 1 km) En quoi le modèle d Airy permet-il d illustrer l équilibre vertical de la lithosphère? 2- L épaisseur et la densité de la croûte continentale Comment estimer l épaisseur de la croûte continentale et caractériser sa nature? Existe-t-il une relation entre la variation de l altitude des continents et l épaisseur de la croûte continentale? Activité 2a : Utilisation et traitement de données sismiques pour évaluer la profondeur de Moho à l aplomb de lieux d altitudes différentes (fiche TP n 1) L étude de la propagation des ondes sismiques permet de localiser la limite croûte / manteau ( Moho) et de déterminer l épaisseur de la croûte continentale. Epaisse de 30 km en moyenne, la croûte continentale est plus mince au niveau des marges passives, et s amincit à mesure que l on s approche de la croûte océanique. L épaisseur de la croute continentale est accrue au niveau des reliefs montagneux (jusqu à 70 km). Cet épaississement est surtout relié à la présence d une racine crustale. Le modèle d isostasie permet de calculer qu à l équilibre isostatique, une croûte continentale d altitude moyenne ( + 870m) a une épaisseur d environ 30 km. L épaisseur moyenne de la croûte océanique est elle, de 7 km. Activité 2b : La densité de la croûte continentale (fiche TP n 1) : La croûte continentale est essentiellement constituée de roches magmatiques et métamorphiques, avec une couverture superficielle de roches sédimentaires. On peut estimer que la densité moyenne de la croûte continentale est de l ordre de 2.7 alors que celle de la croûte océanique est proche de 3. La croûte continentale se distingue donc de la croûte océanique par son épaisseur et sa densité, ce qui, dans le cadre de l équilibre isostatique, explique les différences d altitude moyenne entre océans et continents. 3- Des indices tectoniques et pétrographiques témoignant d un épaississement crustal dans les chaines de montagne Comment expliquer l'épaississement de la CC, à l'origine de la formation des reliefs? Quels sont les indices minéralogiques témoignant d un épaississement crustal? Activité 3a : Des indices tectoniques de l épaississement crustal (doc. 1à 4, p. 148-149 + diaporama) Les marqueurs visibles à l affleurement Une chaîne de collision comme les alpes est caractérisée par des marqueurs tectoniques comme : Des plis, des pli-failles et des failles inverses qui provoquent un raccourcissement horizontal des terrains et une augmentation d'épaisseur donc un relief.

Des chevauchements qui correspondent à un déplacement, une superposition de roches provenant de région plus ou moins éloignée. Un chevauchement intervient par l'intermédiaire d'une faille inverse. Il inverse la série stratigraphique. Cette superposition conduit aussi à un raccourcissement horizontal des terrains et une augmentation d'épaisseur donc un relief. On parle de nappes de charriage lorsque le déplacement est de l'ordre de plusieurs dizaines de Km.. Une chaîne de collision comme les alpes montre de nombreuses nappes de charriages. L ensemble de la zone médiane chevauche la zone externe sur des dizaines de Km. La zone interne chevauche aussi la zone médiane (Voir carte géologique des Alpes).

Les structures profondes L analyse sismique montre que le Moho atteint 50 km sous les Alpes (contre 30 km dans les bassins sédimentaires ou 10 sous le plancher océanique).

Cet épaississement crustal, nommé racine crustale, s explique par le raccourcissement de la croûte continentale et les chevauchements qui ont pour effet immédiat d épaissir la lithosphère continentale dans la zone de collision et de générer les reliefs élevés (plus de4807 m mont blanc) De plus, les profils sismiques montrent que les chevauchements visibles en surface se retrouvent aussi en profondeur. De gigantesques nappes sont ainsi "empilées" les unes sur les autres. Le mécanisme créant ces reliefs est appelé orogenèse. Raccourcissement et chevauchements génèrent des frottements à l origine des séismes enregistrés, encore de nos jours dans les alpes par exemple. Activité 3b : Des indices pétrographiques de l épaississement crustal (doc. 1 à 3, p. 150-151 + fiche TP n 2) Au niveau d une chaine de montagne, l épaississement de la croûte continentale est lié au raccourcissement et aux empilements imposés par les contraintes tectoniques. Les roches crustales subissent les conséquences de ces conditions nouvelles. Du simple fait de l enfouissement à des profondeurs de plusieurs kilomètres, elles sont soumises à des profondeurs. Des transformations à l état solide (métamorphisme) Sur le terrain, il est par exemple, possible d observer le passage progressif de roches sédimentaires de surface comme des roches argileuses à des roches qui représentent des argiles de plus en plus transformées, car ayant été enfouies de plus en plus profondément. C est ainsi que l on observe successivement des schistes, puis des micaschistes et des gneiss (doc. 1, p. 150) Outre les modifications de texture (apparition de schistosité), ces roches ont une composition minéralogique qui a été modifiée à l état solide, sans modification de sa composition minéralogique globale, sous l effet des variations de température et de pression qu elle a subies. Cette transformation minéralogique qui intervient alors que la roche est à l état solide caractérise les roches métamorphiques.

Des traces de fusion partielle Si la température et la pression s élèvent encore plus, une partie de la roche métamorphique peut fondre et donner naissance à un magma. Ce phénomène de fusion partielle constitue ce que l on appelle l anatexie. C est ainsi que l on observe des migmatites, c'est-à-dire des gneiss contenant des lentilles granitiques : ce granite provient de la cristallisation d un magma, lui-même produit par la fusion des minéraux les moins réfractaires du gneiss (ceux qui ont la température de fusion la plus faible). Domaines de transformation des minéraux en fonction de la pression et de la température 4- L âge de la croûte continentale La croûte continentale se distingue de la croûte océanique par son hétérogénéité, son épaisseur plus importante et a densité plus faible. L âge de la croûte océanique n excède pas 200 Ma, alors que la terre est âgée de 4.56 Ga Comment estimer l âge des roches de la croûte continentale? Activité 4a : Comprendre le principe de datation des roches de la croute continentale (fiche TP n 2 + doc. 1, p. 152) La datation isotopique repose sur le principe de la décroissance radioactive des isotopes Certains isotopes d'éléments chimiques sont instables. Ainsi, un isotope père «P» instable radioactif, se transforme (désintègre) en isotope fils «F» stable non radioactif, avec émission de particules radioactives. Exemple : P F + particules radioactives Isotope radioactif instable Isotope non radioactif stable + particules radioactives 87Rubidium 87Strontium + particules radioactives La décroissance radioactive de l'isotope père se fait selon une fonction exponentielle du temps :

L âge absolu de l échantillon à dater correspond au temps «t» écoulé depuis la fermeture du système. Le temps «t» écoulé est déduit de l équation P = P0. e -λ t La fermeture du système correspond au moment à partir duquel il n y a plus d échange entre les éléments chimiques des minéraux d une roche et le milieu environnant de cette roche. Une fois le système dit «fermé», la quantité d isotopes radioactifs susceptibles de se désintégrer diminue. La fermeture du système, pour les roches magmatiques et métamorphiques, correspond au moment de la cristallisation de la roche (température en dessous d un certain seuil). Généralement les roches sédimentaires ne forment pas un système fermé (contamination avec le milieu extérieur à l échantillon toujours possible). Activité 4b : Utilisation du géochronomètre 87Rb 87Sr dans la datation des roches de la croute continentale (fiche TP n 2 + doc. 2, 3 et 4, p. 152-153) Dans la méthode de datation isotopique utilisant le rubidium, la mesure du temps s effectue en mesurant les rapports isotopiques entre 87Rb/87Sr de plusieurs minéraux d une même roche qui permettent de construire une droite isochrone. La pente de l isochrone augmente avec l âge de la roche car les minéraux qui contiennent le plus de 87Rb produisent au cours du temps d autant plus de 87Sr On préfère utiliser l expression «datation isotopique» d un échantillon à celle d «âge absolu» du fait de l incertitude plus ou moins grande obtenue par cette méthode.