Rappels géologie 1ère Spé SVT

Rappels de Géologie 1ère Spécialité SVT

Lors de votre année de première Spécialité SVT, nous avons posé les bases de la géologie. Cette présentation sert de rappel aux connaissances que vous avez acquises l'année dernière, elle s'organise en différentes parties :

Structure du globe terrestre

Contexte de zone de convergence

Contexte de zone de divergence

Contexte de zone de divergence

Le contexte de divergence se réalise surtout au niveau océanique avec les dorsales. Elles permettent la création d'une nouvelle lithosphère océanique qui s'éloigne de part et d'autre de l'axe de la dorsale : on parle d'accrétion océanique. Cependant, toutes les dorsales ne fonctionnent pas à la même vitesse, on a donc des dorsales lentes et des dorsales rapides.

Carte de la répartition mondiale des dorsales avec l'accrétion océanique des 10 derniers millions d'années

Structure du globe terrestre

La dorsale médio-atlantique

La dorsale médio-atlantique est un exemple de dorsale lente, l'accrétion océanique est très limitée (entre 0,5 et 4cm par an). Cela s'explique par une remontée de magma discontinue ce qui ne permet pas une création de lithosphère océanique constante.

Schéma d'une coupe au niveau de la dorsale médio-atlantique

La dorsale est-pacifique

La dorsale est-pacifique est un exemple de dorsale rapide, l'accrétion océanique est forte (entre 15 et 20cm par an). Cela s'explique par une remontée de magma continue ce qui permet une création de lithosphère océanique constante.

Schéma d'une coupe au niveau de la dorsale est-pacifique

Origine du magma des dorsales

Le magma produit au niveau des dorsales provient de la fusion partielle du manteau. Cette dernière se réalise à cause d'une distension (causée par la zone de subduction) qui a pour conséquence un amincissement de la lithosphère océanique et une décompression du manteau sous-jacent. Cette dernière permet au géotherme sous la dorsale de passer le solidus "sec" et donc aux roches du manteau d'entrer en fusion.

Diagramme Solidus/Liquidus dans le contexte de dorsale et de subduction

La LVZ (Low Velocity Zone)

La LVZ ou Low Velocity Zone se trouve dans l'asthénosphère et marque la fin de la lithosphère. Elle se situe dans le manteau supérieur à une profondeur entre 100km et 200km environ. Elle se caractérise par un ralentissement des ondes sismiques du à la ductilité de la roche. Le sommet de cette LVZ ce situe au niveau de l'isotherme 1300°C. Ces conditions sont proches de la zone de fusion des péridotites donc ces dernières deviennent plus ductiles et transmettent moins bien les ondes sismiques.

Géotherme à 100km de la dorsale avec la température de fusion des péridotites

Origine du magma des dorsales

Le magma produit au niveau des dorsales provient de la fusion partielle du manteau. Cette dernière se réalise à cause d'une distension (causée par la zone de subduction) qui a pour conséquence un amincissement de la lithosphère océanique et une décompression du manteau sous-jacent. Cette dernière permet au géotherme sous la dorsale de passer le solidus "sec" et donc aux roches du manteau d'entrer en fusion.

Diagramme Solidus/Liquidus dans le contexte de dorsale et de subduction

Contexte de zone de convergence

Le contexte de convergence est caractérisé par le rapprochement de deux lithosphères, elles peuvent être océaniques et/ou continentales.Dans ce contexte, on peut observer la fermeture d'un domaine océanique, puis la rencontre des blocs continentaux.

La lithosphère océanique plonge dans l'asténosphère : la subduction

PUIS

Les deux lithosphères continentales se rencontrent : la collision.

Contexte de zone de collision

L'affrontement de lithosphères de même densité conduit à un épaississement de la croûte qui résulte d'un raccourcissement et d'un empilement des roches. Il existe des traces de ce raccourcissement et de l'empilement des roches :

Une structure cassante : la faille.

Une structure non cassante : le pli.

Contexte de zone de subduction

La subduction est le processus par lequel une lithosphère océanique dense devenue plus dense que l'asthénopshère plonge dans cette dernière.

Plongement de la lithosphère au niveau d'une zone de subduction

Origine du magma des zones de subduction

Le métamorphisme des zones de subduction s'accompagne d'une déshydratation. L'eau libérée hydrate les péridotites du manteau sus-jacent. Comme le manteau est hydraté, le solidus à prendre en compte est le solidus "hydraté". Ce solidus recoupe alors le géotherme de subduction ce qui engendre une fusion partielle du manteau aux alentours de 80/100km à l'origine du magma des volcans de subduction.

Diagramme Solidus/Liquidus dans le contexte de dorsale et de subduction

Conséquence du métamorphisme d'une zone de subduction

Lorsque la lithosphère océanique entre en subduction, les variations de pression et de température entrainent de nouvelles transformations minéralogiques au sein des roches de la croute, qui sont transformées en métagabbros de facies schistes bleus, puis en éclogite. Ces roches sont de plus en plus hydratées. L’eau libérée par les réactions entre les minéraux hydrate le manteau chevauchant, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites.

Devenir de l'eau dans une zone de subduction

Le métamorphisme des zones de subduction

Lors de la subduction, les roches de la lithosphère se retrouvent sous des conditions de pression et de température différentes de leur formation ce qui modifient, à l'état solide, la structure, la chimie et la minéralogie de ces dernières : c'est le métamorphisme.

Diagramme Pression/Température présentant quelques faciès métamoprhiques

Dans un contexte de subduction, les roches subissent le métamorphisme de haute pression et basse température (HP-BT) en suivant l'ordre suivant : Métagabbros à faciès Schiste vert, puis métagabbros à faciès schiste bleu et enfin éclogite.

Structure de la croûte océanique

La croûte océanique a une épaisseur moyenne entre 5 et 8km, elle est majoritairement constituée de basaltes et de gabbros avec une densité de 2,9.

Basalte en vue macroscopique

Gabbro en vue macroscopique

Structure de la croûte continentale

La croûte continentale a une épaisseur moyenne entre 15 et 70km, elle est majoritairement constituée de granites et de roches sédimentaires avec une densité de 2,7.

Granite en vue macroscopique

Roche sédimentaire (conglomérat) en vue macroscopique

Structure du manteau lithosphérique

Le manteau lithosphérique a une épaisseur moyenne d'environ 50km, elle est majoritairement constituée de péridotites avec une densité de 3,3.

Péridotite en vue macroscopique

Le granite

Le granite est une roche magmatique plutonique issu d'un magma qui s'est refroidi lentement en profondeur. Elle a une structure grenue (phénocristaux visibles à l'oeil nu) et elle est leucocrate (claire).

Feldspath orthose

Quartz

Biotite

Granite vu au microscope en lumière polarisée analysée

Le basalte

Le basalte est une roche magmatique volcanique issu d'un magma qui s'est refroidi rapidement. Elle a une structure microlitique (pas de cristaux visibles à l'oeil nu) et elle est mélanocrate (sombre).

Basalte vu au microscope en lumière polarisée analysée

Le gabbro

Le gabbro est une roche magmatique plutonique issu d'un magma qui s'est refroidi lentement en profondeur. Elle a une structure grenue (phénocristaux visibles à l'oeil nu) et elle est mélanocrate (sombre).

Pyroxène

Pyroxène

Feldspath plagioclase

Pyroxène

Feldspath plagioclase

Gabbro vu au microscope en lumière polarisée analysée

La péridotite

La péridotite est une roche magmatique qui est le constiuant principal du manteau supérieur. Elle a une structure grenue (phénocristaux visibles à l'oeil nu).

Olivine

Pyroxène

Pyroxène

Péridotite vue au microscope en lumière polarisée analysée