ELEMENT DE MODULE : GEODYNAMIQUE INTERNE

(1)

www.USGS.gov et www2.ulg.ac.be

ELEMENT DE MODULE : GEODYNAMIQUE INTERNE

►

La dérive des continents (théories et arguments)

►

La tectonique des plaques (Plaques lithosphériques : natures, limites et mouvements)

►

Les volcans

►

Le magmatisme

►

Les séismes

►

Le métamorphisme

(2)

Depuis toujours les scientifiques, les philosophes et théologiens se sont débattus avec des questions telles que :



Pourquoi la Terre tremble ??

►

Comment expliquer ces volcans en éruption ??

►

Formation de ces grandes

chaînes de montagnes ?

(3)

La dynamique interne de la terre ou la géodynamique interne, concerne les mouvements et les processus qui affectent l'intérieur de la Terre.

GEODYNAMIQUE INTERNE

Structure interne de la Terre

les volcans

les séismes la formation des chaines de montagnes

la déformation des roches…

(4)

L’ensemble de ces observations

une théorie introduite dans les années 60 :

Tectonique des plaques

(5)

Avant Cette théorie

une théorie introduite dès 1912 : La dérive des continents

(A. Wegener)

(6)

►

Bien avant le 20e siècle la croyance que les continents n'ont pas toujours été fixé dans leur poste actuel était soupçonnée

Mais Avant Wegener que pensait on ???

(7)

Les anciens avaient une conception fixiste de la surface de la Terre

Il y avait la pensée de

«catastrophisme» qui était fondée sur la croyance que tous les changements terrestres étaient soudains et causés par une série de catastrophes donnant ainsi à la Terre sa physionomie actuelle.

Théorie du catastrophisme

(8)

HUTTON (1785) PENSAIT TOUT DE MEME QUE LES PHENOMENES GEOLOGIQUES SONT GRADUELS ET SE DEROULENT

SUR DE LONGUES PERIODES

(9)

En 1596, le cartographe néerlandais Abraham Ortelius suggère que les Amériques ont été "arrachés à l'Europe et l'Afrique... Par des tremblements de terre et des inondations"

En 1620, Bacon philosophe

britannique attire également

l’attention sur la similitude des

contours continentaux mais il ne

va pas jusqu’à suggérer que les

continents étaient réunis en une

seule masse continentale

(10)

En 1858, A. Snidder-Pellegrini

géographe français est le premier à suggérer le déplacement des

continents mais il attribue la

cause du déplacement au déluge

Théorie mobiliste

(11)

Cartes réalisées par Snidder-

Pellegrini montrant sa version de

la dérive des continents américain

et africain.

(12)

En 1912, Wegener

(astronome et météorologue allemand) en se basant sur l’ensemble des observations de ces prédécesseurs a inventé une théorie : LA THEORIE DE LA DERIVE DES CONTINENTS.

Certes Il n’a pas était le

premier à supposer la

mobilité des continents mais

a été le premier à donner des

preuves interessantes pour

argumenter son hypothese.

(13)

"Si des

mouvements

verticaux sont

possibles pour les continents,

pourquoi des déplacements

horizontaux ne le

seraient-ils pas ? "

(14)

« Les continents sont considérés comme des plaques rigides se déplacent à

travers la couche inférieure qui agit comme un fluide visqueux ; les

déplacements sont liés à la rotation de

la terre »(http://www2.ulg.ac.be/)

(15)

Carte bathymétrique des océans. Caron et al., 1989.

Cette théorie va révolutionné notre compréhension de la terre à l’échelle globale

(16)

La dérive des continents suppose que

les continents actuels sont des pièces

d’une masse continentale pré-existante

ou Supercontinent

(17)

(18)

Il est le premier à

proposer la fragmentation

d’un supercontinent ou

Pangée vers 200 millions

d’années en un ensemble

septentrional (Laurasie) et

méridional (Gondwana),

processus qui s’est

poursuivi jusqu’à la

situation actuelle

(19)

Fig.

Reconstitution par Wegener de l’évolution de la position relative des continents depuis le

carbonifère jusqu’au

Quaternaire.

(20)

PREUVE D’UNE MOBILITE HORIZENTALE DES CONTINENTS A- ARGUMENTS

MORPHOLOGIQUES

(21)

B- ARGUMENTS PALÉONTOLOGIQUES

: reptile prédateur du Trias inférieur

reptile des lacs et des étangs d'eau douce vivait au Permien inférieur (270 à 300 MA) au Brésil et en Afr. Sud

vécut entre le Permien sup et le Trias sup, retrouvés dans le sud de l’Afrique, en Inde et en Antarctique.

Glossopteris : fougère terrestre d’il y a 240 Ma environ

(22)

(23)

C- ARGUMENTS

PALÉOCLIMATIQUES

des marques de glaciation datant d'il y a 250 millions d'années

(24)

D- ARGUMENTS STRUCTURAUX

Bouclier ou craton âgés de plus de 2 milliards d’années

Ceintures orogéniques âgés de 650 à 450 MA

(25)

Continuité parfaite entre les structures

géologiques précambriennes et primaires de l’Afrique et l’Amérique

(26)

Les Appalaches (Est de l'Am. du Nord),

Mauritanides (Nord-Est de l'Afr.) et

Calédonides (Iles Britanniques,

Scandinavie),

aujourd'hui séparées par l'Océan Atlantique, ne forment qu'une

seule chaîne continue si on rapproche les

continents à la manière de Wegener. En plus, ces trois chaînes ont des structures

géologiques identiques et qu'elles se sont

formées en même

temps entre 470 et 350 Ma.

(27)

La théorie de Wegener est

mise de côté par les

scientifiques de l'époque car il

lui manquait une justification

quant au "moteur" des

mouvements de ces-dites

plaques.

(28)

 La théorie de la dérive des continents se base sur des données uniquement continentales jusqu’en

1950.

 A partir des années 1960 l'exploration des fonds océaniques va donner un nouvel essor à la théorie de Wegener

En effet, le développement technologique et le développements de nouvelles sciences vont donner une

nouvelle impulsion à cette theorie:

- la distribuion des seismes et des volcans;

- le Paléomagnétisme qui s’interesse à l’étude de l’aimantation des roches anciennes pour parvenir à la compréhension du champ magnétique terrestre actuel

- Observations de la morphologie océanique pour connaître la structure type de croûte océanique…

(29)

L'exploration des fonds océaniques.

Les connaissances acquises dans l’ exploration des fonds océaniques ont aidé à mieux connaître le développement des idées sur la dynamique des fonds océaniques. « Grâce au sonar, on a obtenu une image assez réaliste du relief des fonds océaniques (Atlantique; Pacifique) »

Ainsi, à partir des mesures bathymétriques, les

scientifiques ont découvert: :

- des dorsales médio-océaniques,

- des fosses sous marines très profondes autour du Pacifique,

-des pics (ou des monts) sous-marins - des zones de fractures

(30)

–Principe de la sismique réflexion – Pinet 1998

(31)

Principe de la sismique réfraction Pinet, 1998

(32)

http://www.dstu.univ-montp2.fr/PERSO/bokelmann/Teaching_Docs/L1PlaneteTerre/7_TectoniqueGlobale.pdf

(33)

(34)

De fosses sous-marines profondes : celles-ci

dépassent fréquemment 7000 m de profondeur pour atteindre plus de 11 Km (fosse des

Mariannes).

http://fr.wikipedia.org

(35)

Un mont sous-marin : est une montagne s'élevant depuis le fond de la mer mais qui n'atteint pas la surface de l'océan. Le plus connu est la chaine

sous-marine Hawaï-Empereur. Il s’agit d’une chaîne linéaire d'environ 125 volcans sous-marins, s'étend sur 5 700 km

Fonds sous marin du Pacifique Nord, montrant une longue ligne de montagnes sous-marines s'étirant du nord-ouest jusqu'aux îles Hawaï

(36)

http://www.dstu.univ-

montp2.fr/PERSO/bokelmann/Teaching_Docs /L1PlaneteTerre/7_TectoniqueGlobale.pdf

http://www.ifremer.fr/exploration/enjeu x/relief/dorsale.htm

(37)

(38)

Les dorsales médio-océaniques

Le système des dorsales océaniques est continu sur plus de 60 000 km, sa largeur peut atteindre 2000 km et son élévation 3 500 m au-dessus des plaines

abyssales. Outre l’existence fréquente d’un « rift » médian profond de 1 500 à 2 000 m, sa principale

caractéristique est qu’il tend à diviser en deux parties égales la surface des océans, sauf toutefois dans le Pacifique (cf. océan PACIFIQUE).

http://tecfa.unige.ch/staf/staf-g/sierra/staf16/tectonique/mission3/oceaniques.doc)

(39)

Harry Hess (1962) :

Hess pour expliquer la signification des reliefs comme les dorsales, les fosses et les pics sous-marins propose en 1962 l'hypothèse du tapis roulant des fonds océaniques

(sea floor spreading) appelée théorie de l’expansion océanique

(40)

Il concevait que le manteau terrestre était affecté par de larges courants de convection dans le manteau, ces

courants de matière chaude remontent depuis les

profondeurs du manteau à l'axe des dorsales pour former le nouveau plancher océanique.

Ce dernier dérive de part et d'autre de la dorsale à la manière d'un tapis roulant, se refroidit, puis plonge à nouveau dans le manteau, au niveau des fosses (c’est l’expansion océanique ou accrétion.

N.B. Le plancher océanique se forme perpétuellement au niveau des dorsales.

.

(41)

http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/devel.theorie.html

(42)

Les preuves irréfutables de l'expansion océanique seront apportées l'année suivante par l'étude des inversions de la

polarité du champ magnétique terrestre fossilisé dans les laves du plancher océanique et les forages.

(43)

Expansion des fonds océaniques

http://ombre.petit-pied.net/pedago/Presentations/PremS/Expansion_oceanique.ppt

(44)

(45)

Les preuves irréfutables de l'expansion océanique seront apportées l'année suivante par l'étude des inversions de la

polarité du champ magnétique terrestre fossilisé dans les laves du plancher océanique et les forages.

(46)

Le paléomagnétisme

(47)

A gauche le champ magnétique d ’un aimant

A droite le champ magnétique terrestre comme produite par une barre magnétique

calamar.univ-ag.fr/

(48)

• Fossilisation du Géomagnétisme :

– Corps ferromagnétiques

• éléments : Fe, Ni, Co, Cr, Mn

• Minéraux : Magnétites, Hématites, Chromites...

– Acquisition d’une aimantation au sein d’une roche magmatique.

• Point de Curie : Fe = 770°C; Magnétite = 585°C

– Orientation des particules déposés dans un

sédiments encore meubles.

(49)

1960 Vine Matthews et Morlay

En relevant l’intensité du champ magnétique à l’aide d’un magnétomètre traîné à l’arrière d’un bateau, ils avaient montré l’existence sur les fonds océaniques d’une alternance de bandes correspondant à des anomalies positives (lorsque le champ magnétique a la même orientation par rapport à la période actuelle) et négatives (pôles nord et sud inversés par rapport à la période actuelle), disposées parallèlement et symétriquement par rapport aux axes des dorsales (structure en peau de zèbre )

(50)

Production de la « peau de zèbre »

Polarité du champ magnétique

Arrivée de magma

Aspect actuel de la carte des anomalies magnétiques

Axe de symétrie Normale

Inverse Normale

Océan (vue en coupe)

EXPLICATION

(51)

Ainsi, cette découverte de bandes d'anomalies magnétiques sur les planchers océaniques

parallèles aux dorsales est venue appuyer la théorie de l'étalement des fonds océaniques

(52)

http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/magnetisme.terr.html

(53)

Echelle magnétostratigraphique

(54)

Carte des anomalies magnétiques du fond des océans – Hamblin

& Christiansen, 1995

(55)

(56)

(57)

la Terre ou lithosphère, est divisée en un ensemble de blocs rigides nommés

plaques. Ces dernières sont en mouvement les unes par rapport aux autres. Ces plaques lithosphériques se déplacent en glissant sur l’asthénosphère sous-

jacente, constituée de matériaux plastiques.. La plaque Pacifique est constituée uniquement de lithosphère océanique, la plupart des autres comprennent à la fois lithosphère continentale et océanique: par exemple, la plaque nord-américaine s’étend jusqu’à la dorsale médio-atlantique.

http://

pubs.

usgs.

gov/gi p/dyn amic/

slabs.

html Les Principales Plaques

(58)

http://www2.ulg.ac.be/urap/enseignement.htm

(59)

+ 0 --

La mesure du champ magnétique au niveau des fonds océaniques donne des valeurs >0 (+)(champ magnétique normal) ou < 0 (-) (champ magnétique inverse). La cartographie de ces anomalies en noir ou blanc suivant qu'elles sont >0 ou <0 on aboutit à une carte "Peaux de Zèbre".

(60)

Les frontières des plaques sont des failles.

Elles sont de type différents en fonction des mouvement des plaques.

(61)

Le compartiment au-dessus de la faille descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille.

La formation ainsi obtenue entre les failles normales à pendage opposé est appelée graben. Le horst est lié au graben.

(62)

Une faille inverse, ou chevauchement accompagne une compression ; le compartiment au-dessus de la faille ("toit") monte par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur").

(63)

Un décrochement accompagne un mouvement de coulissage;

les décrochements purs (faille verticale et déplacement horizontal) ne s'accompagnent d'aucun mouvement vertical.

Les décrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à l'observateur se déplace vers la

droite ou la gauche. http://fr.wikipedia.org

(64)

http://www2.ulg.ac.be/urap/enseignement.htm

(65)

Les frontières entre les plaques (lithosphériques) sont de trois types :

 les zones de divergences : au niveau des dorsales océaniques où se forment les plaques lithosphériques : deux plaques s’écartent l’une de l’autre, la lithosphère océanique est créée le long des dorsales océaniques ;

(66)

les zones de convergences (zones de subduction et zones de collision) : deux plaques se rapprochent l’une de l’autre (une plaque des deux plaques s’enfonce dans le manteau) , il y a

« destruction » des plaques.

Les zones de subduction sont caractérisées par la présence d’une fosse océanique, d’une chaîne de montagne en bordure de continent (ex. Les Andes) ou d’un arc volcanique.

Il existe un autre type de chaîne de montagne : les chaine de collision (ex. Himalaya)

(67)

 des frontières de coulissage le long de failles transformantes appelée aussi failles de décrochements (il n’y a ni destruction ni création de lithosphère) (ex de la faille de San Andreas).

(68)

http://pubs.usgs.gov http://pubs.usgs.gov

(69)

(70)

Evolution au niveau

d’une divergence – Hamblin &

Christiansen, 1995

les zones de divergences

(71)

http://pubs.usgs.gov/

les zones de convergences

A

Collision océan-continent:

la plaque océanique plus dense va s’enfoncer

progressivement sous la plaque continentale

(72)

http://fr.wikipedia.org/wiki/Fichier:Andes_70.30345W_42.99203S.jpg

(73)

B

Collision océan-océan:

plaque océanique passe sous l’autre par subduction. La

plaque subductée s’enfonce dans l’asthénosphère où elle va fondre et s’incorporer dans le manteau.

(Exemple La fosse des Mariannes)

(74)

C

Collision continent-continent :

Exemple de La collision de l'Inde en Asie

(75)

http://pubs.usgs.gov

(76)

LES ZONES TRANSFORMANTES

(77)

On parle de MARGES PASSIVES pour les les zones de divergences :

On parle de MARGES ACTIVES pour les zones de convergences

(78)

(79)

(80)

Caractères généraux des magmas et relation avec la tectonique des plaques

C’est quoi un MAGMA ??

Un magma est le résultat de la fusion d’une roche silicatée sous des conditions bien particulières (on verra plus loin lesquelles).

Le magma n’est pas présent dans toutes les régions du globe et est produit dans des endroits bien précis (au niveau des frontières des plaques lihosphériques.

(81)

Or on sait maintenant que la pression (P°) constitue un facteur prépondérant dans la fusion des roches. En effet, plus la P° augmente et plus la cohésion des atomes entre eux augmente ce qui empêche ainsi toute fusion de la roche. Autrement dit, plus la P° augmente plus la température de fusion* d’un matériel rocheux anhydre augmente.

Pour cela il est important de connaître l’évolution de la T° en fonction de la P° « le géotherme » ou « gradient géothermique »

Depuis longtemps on savait que la T° augmente avec la profondeur (Les Mineurs s’en rendaient compte quand ils descendaient à la mine où la T° qui y régnait était beaucoup plus élevée qu’à celle de la surface).

On croyait ainsi que l’intérieur de la terre était formée uniquement de

matériel en fusion qui remontait à la surface lors des éruptions volcaniques.

* la température de fusion : c’est la T° à laquelle une roche passe de l'état solide à l'état liquide

(82)

Le gradient géothermique correspond à l'augmentation de la température en fonction de la profondeur.

Pour la partie superficielle du globe (dans les zones stables de la croûte continentale) cette augmentation est de 3°C pour 100m mais elle peut dépasser 10°C/100 m dans les zones volcaniques et dans les zones orogéniques.

Notion de Géotherme

(83)

Ainsi, on a un transfert ascensionnel (dissipation) de la chaleur des profondeurs de la terre vers la surface. Cette dissipation s'exprime par un flux géothermique dont l'origine est variée : chaleur de désintégration radioactive (U, Th, K…) chaleur d'accrétion, chaleur due aux séismes ...

(84)

Voici le diagramme qui donne l'évolution de la température en fonction de la profondeur

(85)

• Flux de chaleur peut être anormalement élevé dans certains site géodynamique :

 Rides médio-océaniques

 Rifts

 Arcs insulaires

 Zones de subduction

PS : A noter qu’Il y’a aussi des anomalies localisées en relation avec une source de chaleur superficielle : Volcans actifs, intrusions récentes, grabben (structures d’effondrement)…

(86)

DEUX MODES DE TRANSFERT DE LA CHALEUR

1- Par Conduction : la chaleur passe d'un corps à un autre, par contact.

Plus la conductivité thermique est élevée, plus le matériau est conducteur de la

chaleur. Plus elle est faible, plus le produit est isolant

Solide A

TA>TB

Chaleur Q

Solide B

(87)

2- Par Convection : le mode de transfert de chaleur le plus efficace.

Transport de la chaleur par déplacement de matière. Ce mode de transmission est bien localisé sur le globe et se limite aux frontières des plaques lithosphériques.

(88)

Comment va fondre une roche du manteau (PERIDOTITE) ???

3 façons :

1- Par Décompression adiabatique

Une chute de pression peut engendrer la formation de magmas à condition que la température reste constante (exemple des dorsales océaniques)

Au niveau d'une dorsale, la pression chute brusquement, ce qui provoque une baisse du point de fusion et le matériau fond. Le magma, chaud et léger, remonte alors rapidement vers la surface, sans perdre de chaleur (décompression adiabatique), puis il cristallise lorsqu'il se trouve en contact avec l'eau.

(89)

Diagramme tiré de la Conférence de l’Université de tous les savoirs donnée le 17 juillet 2000.

« Au-dessous des volcans » par Claude Jaupart

Variation T° -Profondeur. Le trait continu : la courbe de fusion. Le trait pointillé

illustre le chemin suivi par une roche qui remonte rapidement vers la surface. A grande

profondeur, la roche est

entièrement solide mais elle est à haute température.

(90)

2- Par Augmentation de la température

Il faut apporter de l'énergie pour que, toutes pressions égales, le matériau puisse fondre.

Cet apport d'énergie peut se réaliser de plusieurs façons : désintégration atomique, courants de convection :

désintégration atomique : possible dans croûte continentale (pour l'obtention de magmas granitiques)(voir plus loin dans ce cours)

 les courants de convection : favorisent la fusion dans le

manteau (car pauvre en éléments radioactifs) et permettent ainsi à la chaleur interne de la terre de remonter efficacement vers la surface et d’être evacuée (exemple des points chauds)

(91)

3- Par Abaissement du point de fusion des roches Par adjonction d'eau

Dans les zones de subduction, la croûte océanique

s'enfonce tout en étant fortement hydratée ceci provoque une baisse de T° de fusion. Sur le diagramme, cela

revient à déplacer la courbe de fusion vers la gauche.

(92)

MAGMATISME : Ensemble des phénomènes liés à la formation, à la migration et à la cristallisation des magmas.

MAGMA : Un magma est du matériel silicaté ou alumino-silicaté à haute température (500°C – 1300°C), complètement ou partiellement fondu.

Il a une origine interne (soit la lithosphère soit l’asthénosphère) à la Terre et produit, par

refroidissement et cristallisation, une roche magmatique.

(93)

Pourquoi Le magma va remonter ??

Le magma nouvellement formé, moins dense que les roches dont il est issu et donc tend à monter vers la surface du globe.

(94)

Il est généralement constitué de trois phases :

+ Phase fluide liquide (phase dominante : selon les cas 10 à 70 % du magma)

+ Phase fluide gazeuse (phase secondaire): sa

quantité varie d’un magma à un autre. Responsable du dynamisme plus ou moins violent des volcans.

+ Phase solide cristalline (solide) : une partie de la

roche mère qui subsiste et qui n’est fondue ou bien des enclaves de roches étrangères arrachées lors de la

montée du magma.

(95)

Modalité de genèse des magmas

Fusion partielle de roches préexistantes du manteau ou des croûtes.

La fusion partielle d’une roche signifie qu’une portion du volume rocheux initial

est passé sous forme liquide et gazeuse. Il y a changement de phase.

Roche Solide => liquide + Solide résiduel + [ gaz]

Lherzolite (péridotite) => Harzburgite (péridotite) + magma basaltique

(96)

Quand un solide est en fusion partielle de n %, cela signifie que n % de son

volume solide initial est passé en phase liquide.

Sous les dorsales océaniques :

La lherzolite de l’asthénosphère est à 15 – 30 % de fusion partielle (P < 20 Kbar)

(97)

Les deux grands types de magmas : Le magma « basaltique » / basique Roche d’origine : péridotite du manteau Température : 1200 – 1300 °C

Basique : car pauvre en silice

Composition chimique : voisine de celle des basaltes / gabbros

Profondeur de formation : Variable 25 – 2900 m Viscosité : faible

Ex : Roches gabbroïques, basaltes

(98)

L e magma « granitique » / acide

Roche d’origine : Roches de collision / magma primaire basique

Température : 600 – 700 °C Acide : car riche en silice

Composition chimique : voisine de celle du granite Profondeur de formation : 20 à 30 Km dans la

croûte continentale Viscosité : forte

Ex : granitoïdes

(99)

La viscosité du magma dépend de sa teneur en silice.

Plus il est riche en silice, plus il est visqueux.

C’est pour cette raison que les magmas granitiques, riches en silice, n’atteignent que rarement la surface tandis que les magmas basaltiques, pauvres en silice, donc plus fluides, y parviennent plus aisément.

(100)

L’arrivée du magma en surface du globe est à l'origine des éruptions volcanique : Le

refroidissement des laves est rapide: ROCHES VOLCANIQUES EFFUSIVES (EX : Basalte)

2 possibilités

Cristallisation du magma en profondeur : Certains magmas sont trop visqueux pour atteindre la surface de la croûte terrestre. Ils cristallisent alors en profondeur

(dans des chambres magmatiques) formant des

poches lenticulaires de grandes dimensions, :ROCHES PLUTONIQUES

(101)

MODE DE GISEMENT 3 types :

Les roches magmatiques plutoniques.

Roches de profondeur ou intrusives

Les roches magmatiques filoniennes.

Roches de semi-profondeur ou

périplutoniques :Le magma va s’injecter dans des fissures crées dans la roche encaissante

Les roches magmatiques volcaniques : Magma arrive directement en surface

(102)

Peuvent apparaître a la surface grâce a l’érosion ou bien suite des phénomènes tectoniques.

Les roches plutoniques

(103)

Les plutons de grandes dimensions :

Batholite (surface sup à 100 km2 jusqu’à des Dizaine de millier de Km).

Entre 600 et 6000 m de profondeur

Il s’agit d’ancienne chambre magmatique.

Les plutons de dimensions moyenne ^:

Ce sont des plutons en formes de soucoupes droites ou renversées

dont les dimensions peuvent etre grandes (Ex Lopolite de Bushweld en Afrique du Sud ont des dimensions de 400*250 km pour une hauteur de 7000m)

Les laccolites (coupoles à base horizontale) Les lopolites (coupoles inversées)

(104)

Les plutons de faibles dimensions :

Ces sont des corps tabulaires de faible épaisseur

Les dykes : filons recoupent la stratification, verticaux à sub- verticaux et discordant.

Les sills : filons sont parallèles à la stratification (concordant)

Les necks (cheminées volcaniques mises à nu)

(105)

CLASSIFICATION DES ROCHES MAGMATIQUES

A- Les critères Granulométriques : dépendent principalement du mode de refroidissement du magma por cela rappelons les règles de

cristallisation des minéraux lors du refroidissement du magma :

Plus un minéral dispose de temps pour se former plus il sera de grande taille et présentera une forme géométrique bien définie.

Phénocristaux / automorphe

Moins un minéral dispose de temps pour se former plus il sera de petite taille et présentera une forme géométrique aléatoire.

=> Microcristaux-microlites / Subautomorphe à xénomorphe Le verre (métastase) est une substance minérale non cristallisée d’un magma ayant refroidi brutalement (effet de trempe).

(106)

(107)

(108)

(109)

A-1 - texture grenue : Il n'y a que des cristaux visibles à l’œil nu (phénocristaux) (roche macrocristalline)

* texture aplitique : les cristaux sont tous petits (inf à 1 mm)

* texture porphyroïde : phénocristaux (sup à 3cm) dispersés au sein de petits cristaux visibles à l’œil nu

dispersés dans microlites

* texture porphyrique : phénocristaux dispersés dans une pate ou du verre.

* texture pegmatitique : il n'y a que de gros cristaux sup à 3 cm

(110)

A-2 texture microgrenue : il n'y a que des cristaux

mais ceux-ci ne sont visibles qu'au microscope (Roche

microcristalline)

A-3

•texture micriolitiques : formée de cristaux en forme de baguettes visible à l’œil nu.

•texture vitreuse ou hyaline ^: il n'y a pas de cristaux.

Ce n'est que du verre (mésostase / pâte amorphe).

La roche est le plus souvent une lave ayant refroidie très rapidement (dans l'eau par exemple). On peut toutefois y observer des pseudo cristaux (les sphérolites).

(111)

Les roches magmatiques plutoniques.

Roches de profondeur ou intrusives à texture grenue.

Les roches magmatiques filoniennes.

Roches de semi-profondeur ou

périplutoniques à texture microgrenue.

Les roches magmatiques volcaniques.

Roches de surface ou effusives à structure microlitique / vitreuse.

(112)

B- Les critères Chimiques

Cette classification est basée sur des analyses chimiques des roches magmatiques En principe, la richesse en silice exprime l'acidité d'une roche,

une roche acide possède plus de 65% de silice (rhyolite ou granite)

une roche intermédiaire possède entre 52 et 65% de silice

(andésite ou diorite)

une roche basique possède entre 45 et 52% de silice

(basalte ou gabbro)

une roche ultrabasique possède moins de 45% de silice

(Péridotite)

(113)

C- Les critères minéralogiques

On distingue parmi les minéraux « cardinaux » (=

principaux) qui forment les roches magmatiques:

le quartz, les feldspaths alcalins, les feldspaths calco-sodiques ou plagioclases, les feldspathoïdes qui sont des minéraux de couleur claire,

et, d’autre part les minéraux ferro-magnésiens, micas, pyroxènes, amphiboles et péridots (olivine) qui sont, comme leur nom l'indique, des silicates de fer et de magnésium et dont les couleurs sombres vont du vert foncé jusqu’au noir (qui forment le groupe de minéraux colorés

(114)

C-1 Ce type de classification est basée sur la coloration.

La coloration des roches est l’expression du pourcentage des minéraux ferromagnésiens (colorés) (observés au

microscopes) par rapport à l’ensemble des minéraux.

Indice de coloration . On distingue 5 groupes:

Roches hololeucrates (0 – 12% de ferromagnésiens)

Roches leucocrates (12.5 – 37.5% de ferromagnésiens) Roches mésocrates (37.5 – 67.5% de ferromagnésiens) Roches mélanocrates (67.5 – 87% de ferromagnésiens) Roches holomélanocrates (87.5 – 100% de

ferromagnésiens)

(115)

C-2- Basée sur le degré de saturation

La saturation d’une roche s’exprime par sa richesse en quartz.

Il existe 4 groupes de roches : Roches Sursaturées (quartz)

Saturées (sans quartz ni feldspathoïdes) Sous-saturées (à feldspathoïdes)

A saturation zéro (à olivines et pyroxènes)

(116)

(117)

Autre type de classification minéralogique basée sur le comptage des principaux minéraux de la roche (les proportions des minéraux présents)

(118)

(119)

(120)

C-2- Basée sur le degré de saturation

La saturation d’une roche s’exprime par sa richesse en quartz.

Il existe 4 groupes de roches : Roches Sursaturées (quartz)

Saturées (sans quartz ni feldspathoïdes) Sous-saturées (à feldspathoïdes)

A saturation zéro (à olivines et pyroxènes)

(121)

(122)

Autre type de classification minéralogique basée sur le comptage des principaux minéraux de la roche (les proportions des minéraux présents)

(123)

(124)

(125)

Magmatisme et relation avec la tectonique des plaques (Association avec des cadres tectoniques)

I - MAGMATISME DES DORSALES OCEANIQUES

Représente le magmatisme le plus important en volume.

Il est caractérisé par des épanchements de laves qui se forment dans le rift central des dorsales et qui, en cristallisant, donnent des basaltes (M.O.R.B : ^Mid-Ocean

Ridge Basalt )

Ces basaltes sont appelés couramment des laves en coussins (PILLOWS LAVAS qui signifie laves en

oreillers).

(126)

Les laves prennent cet aspect car elles se mettent en place sous l’eau

(127)

(128)

II - MAGMATISME DES ZONES DE SUBDUCTION

Diapositive 12 Diapositive 15

(129)

II – 1 – A NIVEAU DE L’ARC INSULAIRE

La collision de lithosphère océanique contre lithosphère océanique conduit à la formation d’un arc insulaire

Dans le cas d’une subduction de lithosphère intra- océanique,

Le volcanisme se caractérise par des basaltes très similaires aux basaltes des dorsales et des andésites.

(130)

Dans les zones de subduction, la lithosphère océanique

hydratée subductée est soumise à des nouvelles conditions de

conditions pression et de température.

Ce qui conduit à une déshydratation de la lithosphère océanique au cours de son enfoncement et le départ d’eau vers le manteau lithosphérique de la plaque chevauchante.

Cette eau abaisse le point de fusion de la péridotite, provoquant sa fusion partielle.

Le magma produit, moins dense que les roches encaissantes, monte au sein du manteau et de la croûte soit en fracturant les roches soit en empruntant le

réseau de fissures préexistant.

http://www2.ggl.ulaval.ca/

(131)

II – 2 – A NIVEAU DE L’ARC CONTINENTAL

La collision entre lithosphère océanique et lithosphère continentale conduit à la formation d’un arc volcanique continental Diapositive 9

(132)

Dans le cas des subductions océan/continent, comme en Amérique du Nord, au Pérou, en Bolivie et au Chili, l’activité magmatique forme essentiellement des andésites. Cependant les roches formées dans ces zones sont variées.

● Les basaltes* : ils sont plus riches en éléments alcalins (Na, K) que les basaltes des dorsales.

● Les andésites et les rhyolites. Les andésites sont les plus représentées.

Le magma granitique est d’origine crustale.

Le magma granitique chaud et léger remonte lentement vers la surface, il se rassemble en amas cristallise progressivement en profondeur et donne un massif granitique (Granite d’Anatexie)

Ex : Himalaya

(133)

http://www.editionsdidier.com/files/

(134)

III – POINTS CHAUDS Diapositive 9

Le magma est issu d’une source situé dans le

manteau, plus chaude que le manteau ambiant, sous les plaques lithosphériques mobiles.

. C’est la source de magmas intraplaques comme des îles océaniques (Hawaii) et certains exemples de

volcanisme continental (Chaîne des Puys)

Le magma majoritaire est de type basaltique (^{(O.I.B :}

Ocean island basalts )

Basaltes alcalins, néphelinites, trachytes

(135)

(136)

Volcans et tectonique des plaques

(137)

Definition : Un volcan se compose de 3 parties:

1

- un réservoir de magma (la chambre magmatique)

2

- une cheminée principale par où est acheminée le magma vers la surface. Elle débouche sur un cratère

- une ou plusieurs cheminées secondaires qui partent de la chambre magmatique et débouchant en général sur les flancs du volcan.

3

- un édifice visible en surface : le cône volcanique, qui se construit / détruit à chaque éruption

(138)

Cratère Cône

volcanique

Cheminée principale Cheminée

secondaire

(139)

Si l'on regarde la répartition mondiale des volcans on constate que les volcans et les limites des plaques coïncident parfaitement.

Carte de répartition des volcans à la surface de la Terre. Carte réalisée par Paul Kimberly, Tom Simkin, et Lee Siebert, Smithsonian Institution

http://www.ipgp.fr/pages/

0612.php

(140)

(141)

* Le long de frontières de plaques divergentes, telles que les dorsales océaniques ou au niveau des Rifts.

* Dans les zones d'extension continentale (Exemple des Afars).

* Le long de frontières de plaques convergentes (Zones de subduction).

*Au niveau des «points chauds» qui sont généralement

situés à l'intérieur des plaques, loin des limites de plaques.

N.B : Par contre il est important de signaler qu’il n’y’a pas de volcanisme au niveau des zones

transformantes

(142)

LES PRODUITS VOLCANIQUES

I – LES GAZ

Un volcan projette de la vapeur d’eau, du gaz carbonique

(CO2), de l’hydrogène(H2), des gaz sulfureux (H2S, SO2…..) plus d’autres gaz comme HCl…

Si la quantité des gaz est faible on aura un volcan

calme contrairement à un volcan explosif qui sera lui très riche en Gaz

(143)

(144)

II – LA LAVE

La lave est le magma plus ou moins visqueux qui s'est formé à partir de la fusion partielle du manteau. Elle

contient des gaz volcaniques dissous. Elle arrive à la surface avec des T° comprise entre 800 et 1.200°C.

Le dégazage du magma est un facteur important dans le déclenchement d'une éruption.

En effet, le dégazage fait monter le magma le long de la cheminée volcanique ce qui peut donner le caractère explosif et violent d'une éruption en présence d'un magma visqueux (Wikpédia)

(145)

L’écoulement de la lave dépend de :

-La viscosité de la lave qui elle-même dépend de sa composition chimique :

-Magma acide (rhyolites) ---forte viscosité (écoulement difficile)

-Magma basique (basalte) --- viscosité faible (écoulement facile sur les flancs des volcans)

-La teneur en gaz du magma :

- Plus la teneur en gaz des Magmas augmente plus la viscosité diminue---Volcan explosif

-La pente d’ecoulement

-La vitesse de refroidissement (rapide en surface et lent en profondeur)

(146)

III – LES PRODUITS SOLIDES

Les fragments de roche solide expulsés dans l’air pendant l’éruption d’un volcan sont appelés les pyroclastites ou

Téphras. On les classe selon leur dimension et suivant leur état de consolidation :

Diamètres Dépôts non consolidés

Dépôts

consolidés Ø < 2 mm

2 < Ø < 30 mm Ø > 30 mm

Cendres Lapillis

Blocs(anguleux), bombes (arrondis)

Cinérites Tufs

Brèches

(147)

Cendres et cinérites

Elles constituent les plus fines projections volcaniques (parfois avec des épaisseures spectaculaires).

En présence d’eau l’eau elles peuvent former d’importantes coulées de boue.

volcan d’Islande : le Eyjafjallajökull

(148)

(149)

Lapillis et tufs

Ce sont des petits fragments de lave de forme

arrondie. Lorsque les lapilli renferment beaucoup de bulles de gaz, on parle alors de scories.

Wikpedia

(150)

Blocs et brêches

Ce sont des blocs de lave, projetés dans les airs lors de l’explosion du volcan. Quand ces blocs ont une forme arrondie, en fuseau on parle de Bombe.

La cimentation des blocs va former des brèches.

(151)

LES DIFFERENTS TYPES DE VOLCANS

La classifiaction de Mercalli en 1907 se base sur le type de dynamisme du Volcan (Hawaien, Strombolien, Vulcanien, Péléen)

(152)

-Type Hawaien : permet de caractériser une activité

volcanique dont la dispersion des produits est inférieure à 5 km² et la fragmentation nulle.

-Les éruptions hawaiiennes sont caractérisées par l’émission de lave basaltique très fluide et à haute température (1 150 °C).

La lave qui jaillit atteint parfois plusieurs centaines de mètres de hauteur, puis s’épanche sur de grandes distances.

(153)

-L’accumulation de ces coulées de lave fluide donne naissance à des cônes aux pentes très douces (de 5 %), appelés volcans-boucliers (ils, ont une altitude faible comparée à leur diamètre).

L'accumulation considérable des coulées leur permet d'atteindre cependant 4 206 m pour le Mauna Kea et 4 170 m pour le Mauna Loa (la

montagne longue en polynésien).

Les éruptions fissurales, au cours desquelles la lave atteint la surface en s’injectant dans une fracture de l’écorce qui peut atteindre plusieurs kilomètres de longueur.

(154)

(155)

(156)

Type Strombolien : dynamisme explosif et effusif : Le Stromboli, permet de caractériser une activité volcanique dont la dispersion des produits est inférieure à 5 km² et la fragmentation faible. Il émet des bombes de forme

grossièrement sphérique, d'un aspect scoriacé.

Dans le cas des éruptions stromboliennes il y’a alternance de phases explosives et des phases effusives. Elles sont caractérisées par l’éjection rythmique de produits en fusion, lambeaux de lave propulsés par les gaz volcaniques..

L’éruption dure de quelques jours à quelques années, puis s’arrête. Le cône est composé d’une succession de strates riches en cendres et en bombes volcaniques et de strates formées par les coulées de lave refroidies. C’est un strato- volcan (Massif central français). Chaque nouvelle arrivée de magma en surface fait apparaître un nouveau volcan. Le

volcan de référence, le Stromboli est actif de manière permanente depuis au moins 2 500 ans...

(157)

(158)

(159)

http://www.chambon.ac-versailles.fr

(160)

-Type Péléen a été défini en 1902 à la montagne Pelée (Martinique)

C’est un cas particulier d’éruption explosive. La lave est visqueuse, car riche en silice et les projections ont peu

importantesLa lave s’écoule lentement en sortant du cratère (vitesse entre 0.5 à 2 m/jour) et s’accumule sur place en

formant un bouchon, sous ce bouchon de lave qui emplit le cratère devient supérieure à la résistance du bouchon, une nuée ardente jaillit à partir d’une déchirure à la base du dôme.

L’explosion, constituée de lave et de gaz brûlants et de blocs de toutes tailles qui s’échappent à des vitesses de plusieurs centaines de kilomètres par heure, est très destructrice,

d’autant qu’elle est précédée d’une onde de choc ; ces puissants écoulements destructeurs sont appelés nuées ardentes. En Martinique, les nuées ardentes de 1902 ont instantanément anéanti la ville de Saint-Pierre et ses 28 000 habitants.

(161)

(162)

Type Vulcanien

Les éruptions vulcaniennes, dont le type a été défini à Vulcano,

Les éruptions vulcaniennes mettent en jeu un magma plus visqueux qui remonte avec difficulté vers la surface. Il

s’accumule au-dessus de la cheminée sous forme d’une galette de lave ou d’un dôme. Ce bouchon, lorsqu’il a refroidi, bloque le dégazage et la pression des gaz

augmente. Ce qui provoque une violente explosion qui

projette des cendres, des scories, des bombes à plusieurs kilomètres de hauteur (jusqu’à 30Km). Le dégazage se

poursuit, puis un nouveau bouchon se met en place dans le cratère, et le cycle recommence, tant qu’il y’a encore du magma.

(163)

(164)

Gèze en 1964 propose une autre classification se basant à la fois sur le dynamisme du volcan et sur la qualité des matériaux prédominants émis lors de l’éruption volcanique

« Classification admise et utilisée mais reste difficile à l’emploi car elle prête souvent à a confusion car un même volcan peut présenter plusieurs modalités de dynamisme au cours du même et seule phase éruptive

» Gèze (1964)

(165)

Les types de volcans

Classement à partir des matériaux éjectés lors des éruptions

Les volcans effusifs : les laves qui prédominent Les volcans explosifs : les gaz qui prédominent

Les volcans extrusifs : les solides qui prédominent

Les volcans mixtes : les gaz, les laves et les solides sont presque à quantité égale

(166)

(167)

http://www.spectrosciences.com

Sa dernière éruption remonte à 1890. Depuis cette date, un important champ fumerollien s’est développé dans la partie Nord du cratère (Frazzeta et al., 1993)

(168)

Evolution de la température d’une fumerolle de Vulcano entre février 1995 et décembre 1996 (Reiter et al., 2005)

(169)

Un champ de fumerolles en Islande

(170)

(171)

(172)

LES SEISMES

Un séisme, ou tremblement de terre, est un déplacement brusque de deux blocs rocheux sur une faille.

Ce déplacement va engendrer des secousses (ou vibrations) plus ou moins violentes et destructrices à la surface du sol.

(173)

(174)

http://windows2universe.org/earth/geology/fault.html

(175)

(176)

La répartition des séismes sur le globe coïncide parfaitement avec les limites de ces plaques comme le cas de la majorité de l'activité volcanique. Ces séismes

sont appelés séismes tectoniques.

Ceci est le résultat d’’une activité (dynamique) interne de la terre qui se fait de manière permanente.

(177)

(178)

On les classe en fonction de la profondeur du foyer (la profondeur à laquelle ils se produisent):

- les séismes superficiels qui se produisent à des

profondeurs <60 km : sont situés aux frontières de plaques divergentes et aux frontières de plaque convergentes au niveau des fosses océaniques

- les séismes intermédiaires (60<profondeur<300 km) sont situés aux frontières de plaques convergentes

- les séismes profonds (jusqu’à 700 km de profondeur) : frontières de plaques convergentes

(179)

(180)

(181)

•FOYER OU HYPOCENTRE ((0 à 700 km profondeur) est le lieu dans le plan de faille où démarre la rupture et donc où se produit réellement le séisme. A la suite de cette rupture des ondes sismiques sont

engendrées et vont se propager à partir du foyer, ceci va causé des vibrations violentes du sol et donc des tremblements de terre.

• L’épicentre désigne le point à la surface terrestre à la verticale du foyer.

L'épicentre

macrosismique est le lieu de plus forte intensité

ressentie, il peut être différent de l'épicentre réel.

(182)

Détermination de l'épicentre

(183)

Lors d’un séisme = Propagation d'ondes sismiques

* ondes S et ondes P qui se propagent à l'intérieur de la terre

•ondes de Love et ondes de Rayleigh qui se propagent seulement en surface

Le sismogramme montre que les Ondes P sont plus rapides que les ondes S.

Exemple de sismogaphe

(184)

(185)

(186)

- INTENSITE D'UN SEISME

L'intensité d'un séisme est définie en un lieu par rapport aux dégâts causés et également par rapport aux des

témoignages de la population (valeur subjective)

LA MESURE DES SEISMES

- MAGNITUDE

La magnitude mesure l’énergie développée au foyer du séisme (valeur objective)

(187)

« Plusieurs échelles d'intensité ont été définies. Les plus utilisées sont l'échelle de Mercalli qui date de 1902 et qui a été modifiée en 1956 et l'échelle MSK créée en 1964, du nom des trois sismologues européens Medvedev, Sponheuer et Karnik. » (http://eost.u-

strasbg.fr/)

Intensité mesuré entre I à XII.

Le nombre de victimes n'est jamais pris en compte dans ces

évaluations car il dépend type local de construction, de la densité de population et de l'heure du séisme.

Une nouvelle échelle a été adoptée par les pays européens : EMS 98 (European Macroseismic Scale 1998).

- INTENSITE D'UN SEISME

(188)

(189)

(190)

MAGNITUDE

C'est une fonction logarithmique qui mesure l’amplitude des ondes à 100km de la source.

Lorsque l'amplitude du mouvement varie d'un facteur 10, la magnitude change d'une unité. Par exemple, un séisme de magnitude 6 est 10 fois plus fort qu'un séisme de magnitude 5 et 100 fois plus fort qu'un séisme de magnitude 4.

(191)

Echelle de Richter (1935)

Calculée à partir de la quantité d'énergie dégagée au foyer Fournit la magnitude (M) d'un séisme: log (E) = 11,4 + 1,5M

(192)

(193)