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SVTplus

 

gallery/structure_terre_zoom

    Jeudi 11 janvier 2018

    Introduction : le modèle de la tectonique des plaques.

    I – Les caractéristiques du domaine continental

                A – Comparaison de la croûte continentale et de la croûte océanique

    Activité – Quelques caractéristiques du domaine continental

    TS2 : Thème 2B - Domaine continental et sa dynamique

    gallery/schema_incorporation_rb_sr_temps

    Vendredi 12 janvier 2018

    Correction activité

    L’épaisseur moyenne de la croûte continentale, donnée par la profondeur du Moho, est voisine de 30 km pour un relief moyen de +870 m. Cette épaisseur est plus importante sous les chaînes de montagnes et dessine une racine crustale.

    Problème : Quel est le lien entre altitude, épaisseur de croûte et la qualité des roches (densité) ?

     

                  B – Lien entre épaisseur de la croûte continentale et le relief

    On a constaté une relation entre l’importance du relief et l’importance de la racine crustale : plus la racine est importante, plus le relief est important. Comment expliquer cela ?

    Activité – Reliefs et isostasie

    Schéma de la structure de la Terre

                 C – Méthodologie de datation de l’âge de la croûte continentale

    ► L’âge de la croûte océanique ne dépasse pas 200 Ma à cause de la subduction qui fait disparaître la lithosphère océanique. L’âge de la croûte continentale va jusqu’à 4,404 Ga.

    Remarque : nous ne connaissons aucune roche d’âge inférieure à 4 Ga. Les matériaux terrestres les plus anciens, vestiges des roches de cette époque, sont des  minéraux remaniés et incorporés dans des roches plus récentes. Ces minéraux, des zircons (silicates de zirconium ZrSiO4), ont été découverts dans des vieux grès et des conglomérats à Jack Hills (Australie de l'ouest). Les zircons sont très résistants, ils  perdurent même si la roche mère est détruite complètement par l'altération et l'érosion.

    Comment date-t-on les roches de la croûte continentale ?

    Document - Principe de la radiochronologie

    Utilisation du couple 87Rb/87Sr

     

    Lors de la formation d’une roche magmatique (granite par exemple), le 87Rb et le 87Sr peuvent s’insérer dans les minéraux à la place d’éléments ayant les mêmes propriétés chimiques.

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

    Les lois de la désintégration radioactive appliquées au couple 87Rb/87Sr conduisent à une équation à deux inconnues :

    • t : l'âge de l'échantillon
    • 87Sr0 : la quantité initiale d'isotope fils

     

    87Sractuel=  87Sr087Rbactuel (eλt – 1)

     

    Il faut donc un système de deux équations au minimum pour résoudre cette équation. Pour cela les géologues :

    • Effectuent des mesures sur plusieurs minéraux d'un même échantillon.
    • Utilisent un isotope stable le 86Sr dont la quantité ne varie jamais au cours du temps et qui s’incorporent de la même manière que le 87Sr lors de la formation des minéraux.

    Si on divise toute l’équation par 86Sractuel l’équation devient donc :

     

     

     

     

     

     

    Or tous les minéraux d'une même roche ont le même rapport 87Sr0/86Sractuel. Ainsi l'équation est de la forme y = ax + b et correspond à une droite appelée isochrone. Le coefficient directeur de la droite est égal à (eλt -1) et permet de calculer le temps t : t = ln (a+1)/λ.

    gallery/equation_rb_sr

    Vendredi 19 janvier 2018

               D – Les indices de l’épaississement de la croûte continentale dans les chaînes de montagnes

     

    ► Des indices tectoniques : diaporama

     

    Lors de la création d'un massif (orogenèse), d'énormes forces de compression sont à l'œuvre. Ces contraintes peuvent s'exercer sur des roches :

    • ayant une certaine plasticité comme les roches sédimentaires : on parle de déformation plastique ou plis.
    • ayant une plasticité très limitée : on parle de déformation cassante ou faille inverse.

    Les failles inverses sont des cassures "compressives", qui réalisent un raccourcissement dans le plan horizontal : elles le font en amenant en superposition l'un sur l'autre deux panneaux initialement contigus d'une même tranche de couches (on dit donc qu'il y a "chevauchement" des deux compartiments).

    Les nappes de charriages sont des superpositions anormales, de grande ampleur de roches initialement éloignées.

    La présence de plis ou de failles est un indice essentiel de la présence d'une tectonique de compression.

    Document – Structure simplifiée des Alpes

    ► Des indices pétrographiques

     

    Activité - Indices pétrographiques de l’épaississement crustal

    L’épaississement de la croûte dû à la formation d’une chaîne de montagnes (orogenèse) entraîne une augmentation de pression et de température. Les roches de la croûte continentale subissent alors un métamorphisme qui se traduit par :

    • des modifications de texture : apparition de schistosité (foliation) correspondant à un alignement des minéraux dû à la compression,
    • une modification minéralogique à l’état solide, sans modification de la composition chimique globale.

    La roche formée est alors une roche métamorphique : exemple du gneiss.

     

    Parfois l’augmentation de pression et de température est telle qu’elle se traduit par l’apparition d’une fusion partielle du gneiss : un liquide magmatique se forme. Ce liquide est de composition granitique. Il peut :

    • cristalliser sur place : le gneiss original devient alors une migmatite.
    • s’accumuler puis donner un granite d’anatexie.

     

    Anatexie : 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).

     

    Bilan

     

    L’épaississement de la croûte continentale résulte donc d’un raccourcissement et d’un empilement de la croûte continentale. Cet épaississement est responsable de l’apparition de nouvelles roches : roches métamorphiques, migmatites, granites d’anatexie.

     

    Quelle est l’origine du raccourcissement responsable de la formation de chaîne de montagnes?

     

    II – La convergence lithosphérique à l’origine des chaînes de montagnes

     

    Une convergence lithosphérique correspond au rapprochement de deux plaques tectoniques (lithosphère) dont l’une (la plaque plongeante) passe en dessous de l’autre (la plaque chevauchante) au niveau d’une zone de subduction.

    Vendredi 29 janvier 2018

             A – Les zones de subduction : zones de convergence lithosphérique

     

                         1 - Naissance d’une zone de subduction

    Activité - Naissance d'une zone de subduction (calculs)

     

    Il y a équilibre isostatique quand : hCOdCO + (h-hCO)dML  = hdA soit h = 56km. Lorsque l’épaisseur de la lithosphère océanique devient supérieure à 56km, l’équilibre isostatique est rompu.

     

    • La lithosphère océanique refroidit en s’éloignant de l’axe de la dorsale : ce refroidissement entraîne une augmentation de sa densité.
    • L’asthénosphère sous la lithosphère refroidit également et s’incorpore à la lithosphère : la lithosphère augmente alors d’épaisseur avec le temps.
    • L’épaisseur de la lithosphère océanique étant fonction de son âge et de la vitesse d’éloignement de la dorsale, en moyenne, l’épaisseur critique permettant l’initiation de la subduction est atteinte pour une lithosphère océanique d’environ 50 Ma.
    • La rigidité de la lithosphère s’oppose longtemps à sa subduction mais celle-ci s’effectue toujours à la faveur d’une rupture avec la lithosphère continentale (au niveau d’une marge passive). De ce fait la lithosphère océanique a un âge qui ne peut excéder 200 Ma.

                            2 - Quelques caractéristiques géomorphologiques
    On trouve un certain nombre de caractéristiques communes à toutes les zones de subduction :

     

    • La présence de reliefs particuliers (positif et négatif)

    On trouve toujours une fosse océanique ou fosse de subduction : c'est un important relief négatif (dépression) étroit et allongé le long de la frontière entre les deux plaques.
    Cette fosse peut-être plus ou moins « comblée » par une accumulation de sédiments ayant la forme d’un prisme (de plus en plus épais en allant de la plaque plongeante vers la fosse) : c’est le prisme d’accrétion.
    Sur la plaque chevauchante, on trouve toujours un relief positif qui peut être une chaine de montagnes (comme la cordillère des Andes) ou un arc insulaire (îles volcaniques bordant la frontière de plaque comme dans les Antilles). L’arc insulaire ou la chaine de montagne est occupé par des volcans de type explosifs alignés le long de la frontière : c’est l’arc volcanique.
    Remarque : on peut trouver un bassin d’arrière arc qui correspond à un bassin localement en extension situé sur la plaque chevauchante en arrière de l’arc volcanique par rapport à la frontière de plaque (Japon).

     

    • Une déformation lithosphérique importante

    Dans la chaine de montagnes on trouve des roches plissées et des failles inverses et des chevauchements. Ces déformations résultent du mouvement de convergence.

     

    • Une distribution particulière d’une intense activité sismique

    A proximité de la fosse, les séismes sont très superficiels. Plus on s’éloigne de la fosse en allant vers l’arc magmatique et le relief positif, plus la profondeur des foyers des séismes augmente : elle peut atteindre 700 km en s’alignant suivant un plan appelé plan de Wadati-Benioff.


    Les séismes sont causés par la rupture de roches soumises à des contraintes. Seules les roches rigides de la lithosphère peuvent rompre, alors que les roches ductiles de l’asthénosphère se déforment sans rupture.
    L’existence de ces séismes très profonds et alignés suivant un plan s’explique par le plongement d’un morceau de lithosphère froid et donc rigide à l’intérieur du manteau plus chaud et plus ductile.

     

               3 – Le moteur de la subduction est le métamorphisme

    La croûte océanique au cours de son vieillissement subit un hydrométamorphisme : les roches de la croûte océaniques s’enrichissent en minéraux hydroxylés.

     

    BASALTES et GABBROS à olivine et pyroxène (croûte océanique)

     

                            + eau  HYDROMETAMORPHISME

     

    METABASALTES et METAGABBROS hydratés riches en minéraux hydroxylés (riches en groupement OH) : hornblende (amphibole verte)

     

      + eau  HYDROMETAMORPHISME

     

    METABASALTES et METAGABBROS hydratés riches en minéraux hydroxylés (riches en groupement OH) : actinote, chlorite,

     

    Avec la subduction, métabasaltes et métagabbros subissent essentiellement une augmentation de pression mais peu d’augmentation de température : des réactions métamorphiques se mettent en place avec apparition de nouveaux minéraux et libération d’eau. Des minéraux réagissent entre eux formant une auréole de métamorphisme autour d’un minéral relique.

     

    METABASALTES et METAGABBROS riches en minéraux hydroxylés : actinote et chlorite puis hornblende

     

    Haute Pression → déshydratation

     

    METABASALTES et METAGABBROS à glaucophane

     

    ↓ Haute Pression → déshydratation

     

    METABASALTES et METAGABBROS à grenat et jadéite

     

    Le métamorphisme des gabbros et des basaltes de la croûte océanique de la lithosphère océanique en subduction entraîne une augmentation de densité des roches qui la compose (métagabbros à glaucophane et éclogites). Cette augmentation de densité contribue au maintien de la subduction.

     

    Roches

    Densité

    Croûte océanique

    Basaltes, gabbros

    2,9

    Métagabbro à chlorite et actinote

    3,3

    Métagabbro à glaucophane

    3,4

    Eclogites à grenat et jadéite

    3,5

    Asthénosphère

    Péridotites

    3,25

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

                   B – Les chaînes de collision témoignent d’un ancien océan disparu

     

    Naissance, vie et mort d'une océan : exemple des Alpes (diaporama : ici)

     

    Les traces d'un ancien océan disparu :

     

    QCM vendredi 02 février 2018 : revoir thème I-B chapitre I

    Jeudi 01 février 2018

     

    Les traces d'un ancien océan disparu :

    BILAN : ici

     

    III – Les zones de subduction produisent de nouveaux matériaux continentaux

     

                A – Les roches des zones de subduction

     

    Activité – Les roches des zones de subduction

    Vendredi 02 février 2018

    ► Les zones de subduction se caractérisent par deux types de roches :

     

    • Des roches magmatiques plutoniques à structure grenue : granites, granodiorites, diorites. Ces roches se mettent en place en profondeur à partir du refroidissement lent d’un magma.
    • Des roches magmatiques volcaniques à structure microlitique : andésites, rhyolites. Ces roches se mettent en place à partir du refroidissement rapide d’une lave (magma) arrivée en surface.

     

    La composition chimique comparée d’une rhyolite et d’un granite (en pourcentage de masse d’atome présents) montre une même composition chimique donc une même origine magmatique. Il en va de même pour la diorite et l’andésite qui proviennent d’un même magma.

     

    Caractéristiques des volcans

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

    Les volcans des zones de subduction sont de type explosif : la lave est riche en silice (lave visqueuse), en gaz et en eau dans le réseau cristallin des minéraux.

     

    • Colonne éruptive très haute, dispersant les produits éruptifs jusque dans la haute atmosphère.
    • Volume de produits éjectés très important et notamment solides : cendres, ponces, bombes, blocs …
    • Nuées ardentes : aérosols de gaz, cendres et blocs portés à très haute température.

     

    Exemples de volcan :

     

    • dans les Andes (Nevado El Ruiz),
    • aux Antilles (Montagne Pelée),
    • au Nord-Ouest des USA (Mont Saint Helens),
    • au Japon (Asama, Fujiyama),
    • en Indonésie (Krakatoa),
    • en Méditerranée (Santorin, Etna)

                  B - Conditions de formation du magma à l’origine des roches des zones de subduction

     

    Activité – Origine des roches des zones de subduction

     

    • La péridotite sèche ne peut entrer en fusion partielle. En effet le géotherme ne recoupe jamais la courbe du solidus de la péridotite sèche.
    • Par contre une péridotite hydratée peut entrer en fusion partielle. En effet le géotherme continental recoupe la courbe du solidus de la péridotite hydratée vers 80-100 km de profondeur : la péridotite hydratée se trouve alors dans des conditions de pression et de température pour lesquelles elle commence à fondre. Or les minéraux de la péridotite du manteau lithosphérique ne sont pas hydroxylés (pas de groupement OH). Pour que la péridotite entre en fusion partielle elle doit être hydratée.
    • Quelques soient les zones de subduction, les volcans sont à l’aplomb du plan de Wadatti-Benioff, là où celui-ci atteint 100 km de profondeur.
    • Cette profondeur se situe juste en-dessous de zone où la péridotite de la plaque chevauchante peut fondre s’il y a apport d’eau.
    • Lors de la subduction, des réaction métamorphiques au sein de la croûte océanique libèrent de l'eau qui pourra s'infiltrer petit à petit dans le manteau de la lithosphère chevauchante.
    gallery/e. peleenne
    gallery/e. plinienne
    gallery/mt_st_helens

    Apporter la blouse (propre) en AP mardi 06 février.

    Jeudi 09 février 2018

    BILAN

     

    1. L’eau responsable de la fusion partielle de la péridotite de la plaque chevauchante provient de la déshydratation de la croûte océanique en subduction.
    2. L’eau libérée par la croûte océanique en subduction permet l’hydratation de la péridotite de la lithosphère chevauchante. Cette hydratation provoque le déplacement du solidus de la péridotite : lorsque le solidus de la péridotite croise le géotherme continental, la fusion partielle de la péridotite commence : un magma se forme. Le taux de fusion partielle de la péridotite hydratée est de 10% : le magma formé est enrichi en silice par rapport à la composition chimique de la péridotite initiale.
    3. En remontant, le magma va former une chambre magmatique au niveau du Moho : dans la chambre magmatique, la composition du magma va évoluer (par cristallisation fractionnée). Ce magma évolué va remonter à travers la croûte continentale et va donner des roches magmatiques diverses :
    • Une petite fraction du magma arrive en surface et donne des roches volcaniques telles que les andésites et les rhyolites.
    • La plus grande partie du magma refroidit lentement en profondeur et forme des roches magmatiques plutoniques de composition granitique (granite, granodiorite, diorite).

    Conclusion

    Le magma issu de la fusion partielle de la péridotite aboutit ainsi à la formation de nouveau matériel continental : ce processus se nomme accrétion continentale.

    Schéma bilan

    IV – La disparition des reliefs

     

    Activité – Caractéristiques des chaînes de montagnes ancienne et jeune

     

     

    chaînes de montagnes anciennes

    chaînes de montagnes récentes

    relief

    Faible

    Important

    affleurements

    forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur

    (granitoïdes, gneiss)

    Peu de roches sédimentaires

    faible proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur

    Forte proportion de roches sédimentaires

    Moho

    Autour de 30 km

    Supérieur à 30 km

    Vendredi 10 février 2018

     

    gallery/himalaya-vette
    gallery/le chenaillet vue o 143

    Jeudi 16 février 2018

    BAC blanc

    Vendredi 17 février 2018

    Les parties superficielles des reliefs tendent donc à disparaître. Altération et érosion contribuent à l'effacement des reliefs. Selon quelles modalités ?

    • Erosion : ensemble des phénomènes qui altèrent, enlèvent les débris et particules issus de l’altération et modifient le relief.
    • Altération: modification physique et chimique d’une roche sous l’action d’un agent naturel de surface comme l’eau.

                A – Altération physique et chimique des roches

                           1 - Altération physique

    Diaporama

    • Désagrégation mécanique des roches par l’eau

    Les variations de température entraînent la dilatation ou la contraction des roches soumises à des variations de volumes incessants, une roche fissure puis éclate. L'eau qui pénètre dans les fissures puis gèle avec augmentation de volume ajoute son effet : les cristaux de glace s'accroissent perpendiculairement à la surface de la fente et augmente son ouverture. L'eau qui gèle dans une fissure exerce une pression de 14 g/cm². La roche finit par éclater sous l'action du gel : c'est la cryofracturation.

    • Désagrégation mécanique des roches lors des variations brutales de température (entre la nuit et le jour)
    • Le déplacement des glaciers érode les roches (stries, farine glaciaire)
    • L’action des végétaux : croissance des racines

                               2 - Altération chimique des minéraux

    Une des réactions principales d’altération chimique est l’hydrolyse.

    Activité - Altération chimique des minéraux

    L’hydrolyse :

    • la destruction d'un édifice moléculaire complexe en édifices moléculaires plus simples sous l'influence de l'eau.
    • processus par lequel un cation d'un minéral est remplacé par le H+ d'une solution acide.

    De par ses propriétés et son abondance relative, l'eau se trouve à la base de toutes les altérations exogènes des roches. Les molécules d'eau sont chargées électriquement et se comportent comme des dipôles. Les propriétés de l'eau vis-à-vis des minéraux s'expliquent essentiellement par cette propriété. Les eaux de pluies sont chargées en CO2 : l’eau acquiert alors des propriétés acides faibles :

    H2O + CO2   →   H2CO3 → H+ + (HCO3)-

    L’hydrolyse peut être totale lorsque le minéral est détruit en plus petits composés possibles (hydroxydes, ions) :

    Mg2SiO4 (forstérite) + 4 HCO2 Mg++ + 4 HCO3- + H4SiO4

    L’hydrolyse peut être partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne des composés argileux :

    4 NaAlSi3O(albite) + 4 HCO+ 18 H24 Na+ 8 H4SiO+ Al4Si4O10(OH)8 (kaolinite) + 4 HCO3-

    Le bilan général d'une réaction d'hydrolyse peut s'écrire : 

    Minéral primaire   +   Eau   →   Minéral secondaire   +  Solution de lessivage.

    Les éléments solubles qui résultent de l’hydrolyse sont lessivés et les parties insolubles restent sur place, se recombinant pour former de nouveaux minéraux, principalement des argiles.

                                     3 - Devenir des produits de l’érosion

    Activité – Transport et sédimentation

    Activité – Un bassin de sédimentation intra-montagneux (TP du jeudi 22 février)

    Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l'eau, jusqu'en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent  par sédimentation.

    Le chiffre globale de l‘érosion avoisinerait les 100 à 150 mm par millier d’années : les sédiments issus de l’érosion des reliefs se déposent dans les bassins sédimentaires marins et lacustres.

    Les sédiments accumulés subissent un processus de diagenèse (tassement, déshydratation, augmentation de température) : petit à petit les sédiments se transforment en roches sédimentaires.

                 B – L’aplanissement : un processus complexe

    „ Erosion et rééquilibrage isostatique

    Activité - Erosion et rééquilibrage isostatique

    L'érosion des montagnes jeunes est de 200 m/Ma (50 m/Ma pour ensemble des continents) : à cette allure et sans réajustement isostatique, tout le relief actuel serait arasé en 100 Ma !

    Au fur et à mesure de la destruction du relief, la masse disparue est compensée en profondeur par de la masse plus dense ; il y a remontée progressive des masses légères (racine crustale) : l'érosion est alors entretenue.

    Estimation : pour 100 mètres d’érosion on a 80 mètres de remontée par réajustement isostatique.

    Cette remontée progressive au fur et à mesure de l'érosion explique les affleurements de terrains profonds granitiques et gneissiques dans les chaînes anciennes.

    „ Effondrement gravitaire des chaînes de montagnes

    Par ailleurs, on sait, depuis une vingtaine d’années, que les grandes chaînes de montagnes issues de la collision entre les continents finissent par s’effondrer sous l’effet conjugué :

    • de leur poids
    • de l’amollissement thermique de leur racine crustale.

    On observe alors un étirement horizontal, qui se traduit par le développement d’une série de horsts et grabens formant des fossés d’effondrement (failles normales).

    BILAN sur l’érosion des chaînes de collision

    Schéma – Disparition des reliefs

    Conclusion au thème 1B

    L'ensemble de ces phénomènes débute dès la naissance du relief et constitue un vaste recyclage de la croûte continentale.

    Schéma bilan du cycle des matériaux de la croûte continentale

     

    gallery/cycle_des_roches

    Vendredi 23 février 2018

    Tournois de volley

    Exercices pour vous entraîner (corrections mises à la fin des vacances)

    Partie I (synthèse) : exemple1 , exemple 2, exemple 3  /  correction 1, correction 2, correction 3

    Partie II exo 1 : exemple 1, exemple 2 (sans calculatrice), exemple 3  /  correction 1, correction 2, correction 3

    Partie II exo 2 (pour les non spé SVT surtout) : exemple 1, exemple 2, exemple 3  /  correction 1, correction 2, correction 3

     

    gallery/volley