COURS ET TP

Rappels de géologie

• Rappels de géologie corrigé

 

Pb I-: Comment mettre en évidence et expliquer la stabilité de la lithosphère sur l’asthénosphère?

 

Le domaine continental diffère du domaine océanique par sa croûte qui est émergée dans l’un et immergée dans l’autre.

Le domaine continental est ainsi émergé avec des zones d’altitudes très diverses, des reliefs qui peuvent être importants comme dans les chaînes de montagne.

Pb I-: Comment mettre en évidence et expliquer la stabilité de la lithosphère sur l’asthénosphère?

I- L’isostasie : La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère :  : voir TP1 A–

En 1912 Alfred Wegener a proposé sa théorie de la dérive des continents grâce entre autre à des indices de mouvements verticaux des continents.

Comment la mobilité verticale de la lithosphère peut-elle être mise en évidence et expliquée ?

– 1- la répartition des masses à l’intérieur du globe : p 144 doc1 et 2

Doc. 1 et 2 :

• La mesure de l’intensité de la pesanteur, au niveau des chaînes de montagnesen particulier, montre des valeurs inférieures à celles attendues en théorie par le calcul.
• Ces anomalies gravimétriques suggèrent que l’excès de masse représentépar le relief positif d’une chaîne de montagnes est compensé par undéficit de masseen profondeur. Ainsi la croûte continentale serait peu dense et très épaisse au niveau des chaines de montagnes (racine crustale).

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• Le domaine continental diffère du domaine océanique par sa croûte qui est émergée dans l’un et immergée dans l’autre. Le domaine continental est ainsi émergé avec des zones d’altitudes très diverses, des reliefs qui peuvent être importants comme dans les chaînes de montagne. Pb I-: Comment mettre en évidence et expliquer la stabilité de la lithosphère sur l’asthénosphère? I- L’isostasie : La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère :  : voir TP1 A-En 1912 Alfred Wegener a proposé sa théorie de la dérive des continents grâce entre autre à des indices de mouvements verticaux des continents.Comment la mobilité verticale de la lithosphère peut-elle être mise en évidence et expliquée ? – 1- la répartition des masses à l’intérieur du globe : p 144 doc1 et 2 Doc. 1 et 2 :
  • La mesure de l’intensité de la pesanteur, au niveau des chaînes de montagnesen particulier, montre des valeurs inférieures à celles attendues en théorie par le calcul.
  • Ces anomalies gravimétriques suggèrent que l’excès de masse représentépar le relief positif d’une chaîne de montagnes est compensé par undéficit de masseen profondeur. Ainsi la croûte continentale serait peu dense et très épaisse au niveau des chaines de montagnes (racine crustale).

  -2- Modéles d’Airy et modèle de Pratt : p 145 doc3

  Doc. 3 :  

  • le modèle d’Airy, la croûte présente une densité constante, repose sur des roches de densité supérieure. L’état d’équilibre de chaque colonne de roches au-dessus de la surface de compensation est dû à des proportions différentes de chaque type de roches dans les colonnes.

  Cela est détecté par les études sismiques, croûte continentale profonde = « racine crustale »

  • le modèle de Pratt, chaque colonne deroches à une densité différente. Plus cette densité est forte, plus la hauteur de la colonne de roches est faible au-dessus de la surface de compensation.
  • Cela est prouvé par l’augmentation de la densité de la croute océanique au cours de son vieillissement.

   

   

  Bilan I

  La lithosphère peut être affectée de mouvements verticaux consécutifs à la mise en place ou la disparition d’une surcharge (exemple calotte de glace)

  Ces mouvements attestent de la rupture provisoire d’un équilibre entre la lithosphère et l’asthénosphère plus déformable et plus dense.

  C’est ce qu’on appelle l’isostasie.

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• Pb II : quelles sont les caractéristiques de la croûte continentale B- Les caractéristiques de la croûte continentale: TP1A- et 1B-En quoi la croûte continentale diffère –t-elle de la croûte océanique ? 3-3 L’épaisseur de la croûte continentale : p 146 doct 1 Doc. 1 :
  • Décalage entre les ondes Pg et PmP pour le séisme de Gardanne : 7,9 s.
  • Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Gardanne : 28,7 km.
  • Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Digne : 40,2 km.
  • Dans ce deuxième cas, c’est la profondeur du Moho au niveau approximatif de Manosque (à mi-chemin entre Gardanne et Digne) qui est estimée (alors que dans lepremier cas, c’est la profondeur dans la région aixoise).
  • On constate donc que le Moho est plus profond en s’approchant des Alpes.
  • L’épaisseurde la croûte continentale est plus grande sous des reliefs plus élevés, ce qui peutêtre en lien avec la présence d’une « racine crustale » sous la chaîne de montagnes.

  Bilan

  • La terre est recouverte de 60% de croûte océanique et de 40% de croûte continentale.
  • L’étude de la propagation des ondes sismiques permet de localiser la limite croûte / manteau supérieur et ainsi déterminer l’épaisseur de la croûte continentale
  • Epaisse 30 Km en moy, la croûte continentale est plus mince au niveau des marges passives.
  • Elle s’amincit au fur et à mesure que l’on se rapproche de la croûte océanique.
  • Son épaisseur est élevée au niveau des chaînes de montagne (jusqu’à 70 Km).
  • Cet épaississement est du à la présence d’une racine crustale en profondeur.
  • Moins dense que le manteau, celle-ci permet la réalisation d’un équilibre isostatique malgré la surcharge crée par le relief.

  Exercice 9 p 161 + livre

  9 La croûte continentale en équilibre isostatique

  En s’appuyant sur la notion d’équilibre isostatique, on considère que l’équilibre des masses est réalisé sur les différentes verticales. Ainsi, on peut écrire :

  Masse de la colonne A = masse de la colonne B

  (2,7 × 30) + (3,2 × X1) = 2,7(30 + 3 + X1)

  X1 = 16,2 km

  De la même façon pour X2 :

  2,7 × 30 = (1 × 4) + (2,7 × X2) + (3,2(30 – 4 – X2))

  X2 = 12,4 km

   

  – 4 – La densité : p 147 doct3 calcul de la masse volumique g/cm³

  Doc. 3 : Les mesures de densité du granite montrent des valeurs entre 2,5 et 2,7.

  Une roche volcanique est formée à partir du refroidissement rapide d’une lave à l’issue d’une éruption volcanique. Une roche plutonique se forme par le refroidissement lent d’un magma en profondeur.

  La croûte continentale a une densité plus faible que la croûte océanique.

   

  -5- Les constituants de la croûte continentale et océanique

  Doc. 2 :

  Quartz, feldspaths et biotites bien visibles.

  La croûte continentale est principalement formée de roches voisines du granite.

   Cette roche magmatique est entièrement cristallisée avec des cristaux visibles à l’oeil nus de quartz, de feldspaths et de micas (structure grenue)

  Sa composition chimique montre une grande richesse en silice

   

  -6 -l’âge de la croûte continentale  

  1. la datation relative des évènements et des terrains géologiques TD + Exo

  Rappel du Principe d’actualisme

  1. Principe de superposition
  2. Principe de continuité
  3. Principe de recoupement

   

   

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  TSBordasch1et2geol

• 2- Méthode de datation : la radiochronologie TP1-B
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• Bilan
  • La majeure partie de la lithosphère océanique actuelle est âgée de moins de 200Ma, alors que l’on trouve des roches datant de 3.8 Ga. Cette différence est liée au renouvellement de la lithosphère océanique.
  • Ces âges sont déterminés par radiochronologie.
  • Cette méthode repose sur la décroissance radioactive naturelle de certains éléments chimiques présents dans les minéraux qui constituent les roches.
  • Ces isotopes ont la particularité de se transformer au cours du temps : l’isotope radioactif père se transformant en un élément fils, non radioactif.
  • Quelle que soit la quantité de l’élément père, il faut toujours le même temps pour que cette quantité soit divisée en 2 : c’est la demi-vie ou période T de cet élément. La désintégration en fonction du temps constitue un géochronomètre naturel.

   

  2. La méthode Rubidium – Strontium : livre p 152/153

  Doc. 1 et 2 :

  • Les éléments radioactifs présents dans les roches se désintègrent spontanément, et se transforment en éléments stables.
  • On peut doser la quantité des différents isotopes avec un spectromètre de masse qui sépare les isotopes.
  • En se désintégrant, un élément radioactif « père » se transforme spontanément en un élément « fils ».
  • C’est ainsi que le rubidium 87 (⁸⁷Rb) se transforme en strontium 87 (⁸⁷Sr).
  • La désintégration de tout élément radioactif constitue une véritable « horloge » car elle se fait en suivant une loi mathématique immuable de décroissance exponentielle en fonction du temps : quelle que soit la quantité d’élément père présente au départ, il faut toujours le même temps pour que cette quantité soit réduite de moitié par désintégration.
  • Cette durée caractéristique d’un élément est sa demi-vie (t1/2).
  • Elle varie d’un élément à l’autre et peut atteindre plusieurs milliards d’années.
  • Avec le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches de plusieurs milliards d’années.

  Doc. 2 :

  • Au cours du temps, ⁸⁷Rb diminue au profit de ⁸⁷
  • Donc le rapport ⁸⁷Rb /⁸⁶Sr diminue et le rapport ⁸⁷Sr /⁸⁶Sr augmente.

  Doc. 2 et 3 :

  • L’âge du granite de Saint Sylvestre déterminé à l’aide de la méthode de la droite isochrone est d’environ 310 Ma.

  Doc. 4 :

  • Les roches les plus anciennes de la croûte continentale ont plus de 4 milliards d’années, celles de la croûte océanique 200 Ma.
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  Bilan

  • Dans la méthode de datation avec le couple Rb Sr la mesure du temps s’effectue en mesurant les rapports isotopiques entre 87Rb/86Sr et 87Sr/86Sr 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 contiennet plus de 87Rb produisent au cours du temps d’autant plus de 87Sr
  • On parle de datation isotopique d’une roche.

 

Pb III : quels son les indices d’un épaissisment crustale de la CC ?

• II- A- les indices tectoniques: TP 2

-7- les indices tectoniques à l’affleurement p 148-149

 

Bilan

• Dans les chaînes de montagne on observe :
  • des plis  et  des failles inverses
  • Ces deux structures sont des déformations qui s’accompagnent d’un raccourcissement de la croûte et d’un épaississement de celle-ci du fait de l’empilement des roches avec la possibilité de chevauchement.
  • On observe également des nappes de charriage qui résultent de déplacement de terrains ( chevauchement ) à plus grande échelle.
• II- B- Les indices pétrographiques TP 2

– 8-les indices pétrographiques p 150 – 151

 

Doc. 1 :

• Les roches ont subi des transformations minéralogiques avec l’apparition du grenat par exemple.
• Elles présentent toutes une schistosité bien marquée.
• Ces roches proviennent de roches sédimentaires appelées pélites qui ont été soumises à des P° et T° différentes de celles dans lesquelles elles se sont formées.
• Elles ont subi des transformations à l’état solide sans modification de la composition chimique. Ce sont donc des roches métamorphiques.

Doc. 1 et 3 :

• La roche R1 s’est formée à une profondeur d’environ 15 km et à une température de 400 °C
• la roche R2 à 18 km, 450 °C
• la roche R3 à 20 km, 550 °C.

 

Doc. 1, 2 et 3 :

• Les minéraux contenus dans ces roches indiquent qu’elles se sont formées dans des conditions Pression-Profondeur-Température de plus en plus élevées.
• Ces roches ont donc été enfouies à la faveur d’un épaississement de la croûte continentale au cours de l’orogenèse hercynienne (ère Primaire ou Paléozoïque).

Bilan

• Dans les chaînes de montagne affleurent des roches métamorphiques. Ce sont des roches :
  • ayant subies des transformations à l’état solide.
  • Certains de leurs minéraux sont étirés et/ou disposés dans des orientations privilégiées : la roche est donc déformée (schistosité) ou encore une foliation (feuillet )
  • D’autres minéraux résultent de transformations liées à une augmentation de la de la T° auxquelles ces roches ont été soumises.
  • D’autres roches témoignent d’une fusion partielle ( si T° ++ ì) elle formant alors des migmatites.
• Toutes ces transformations sont des indices d’un enfouissement de la croute continentale.