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Cours processus géodynamique interne, magmatisme, métamorphisme, tutoriel & guide de travaux pratiques en pdf.
Le gradient géothermique est de 30°C / km : le manteau supérieur peut fondre entre 100 et 250 kilomètres de profondeur. On parle ici de fusion partielle (asthénosphère) des péridots et du pyroxène. On a alors un liquide de type basaltique appelé pyrolite (comme la lherzolite).
Cette fusion partielle peut venir des points chauds (bien localisés). L’augmentation de la concentration en eau aide la fusion ; au contraire, l’augmentation de la pression freine la fusion. La baisse de pression dans la zone de rift permet la remontée des fluides de quelques centimètres par an. Les fluides comme l’eau jouent un rôle essentiel en diminuant le point de fusion. En profondeur (à plus de 250 km), sans eau empêche la fusion.
Le magma primaire
C’est un liquide directement issu de la fusion partielle du manteau supérieur (non contaminé, non modifié).
Trois types de magmas primaires existent. Ils prennent naissance dans des contextes différents mais avec un chimisme identique (Fe, Mg, Ca).
- Ouverture océanique (dorsale, rift). La LVZ remonte près de la surface, la pression faible est inférieure à 20kBar. La remonté adiabatique du manteau entraîne la formation d’un magma tholéitique. 40% < [H2O] < 60% et 40% < [CO2] < 60%. 0,4 < ([H2O])/([CO2]) < 0,6 → C’est le MORB (Mi Ocean Ridge Basalte)
- Au niveau intraplaque (continentale ou océanique). En profondeur, la pression est supérieure à 20kBar. On est donc en présence d’un Hot Spot (point chaud), qui est une anomalie thermique. Les magmas sont alcalins (présence rare de tholéite) → C’est le OIB (Ocean Island Basalte) ou OIT (Ocean Island Tholeite). Ce type de magma est caractérisé par un rapport 0,2 < ([H20]) / ([CO2]) < 0,4. Ces magmas sont plus fluides que les précédents.
- Contexte de subduction. Les magmas présents ici sont intermédiaires : ce sont des basaltes andésitiques avec le rapport : 0,6 < ([H2O]) / ([CO2]) < 0,7.
En général, les conditions de température et de pression sont telles que ces magmas ont une viscosité élevée. À température constante, si la pression baisse, la viscosité baisse également. On aura des magmas légers (d=2,9) par rapport aux roches (d=3,3). La remontée vers la surface provoque une diminution de la pression et donc, la mise en place d’un magma de plus en plus fluide (si la température est bien constante).
Des éléments volatils sont contenus dans les magmas. Au fur et à mesure que la pression diminue, les gaz se dégagent et provoquent l’apparition de mousse. Ce moussage provoque une augmentation du volume, ce qui entraîne alors des éruptions volcaniques (c’est le principal moteur des éruptions). Cet hypomagma est entre le liquidus (N) et le solidus (x). Pour remonter, il y a besoin d’une cassure dans l’écorce terrestre. Si le magma en trouve une, il remonte en surface de plus en fluide avec ses cristaux x.
Si la fracture se referme, le magma va être piégé à une température d’environ 1000°C. Il refroidit alors lentement et quand la courbe du solidus est franchie, on obtient une roche plutonique grenue : les gabbros. La phase gazeuse (entre les grains) va alimenter des fumeroles ou bien des sources thermales.
Les magmas basaltiques
D’un point de vue chimique, les basaltes ont une concentration en silice variant entre 45 et 55%.
Les teneurs en Fe, Mg et Ca sont élevées. Les concentrations en eau, Na et K sont faibles. On y trouve deux pôles : MORB et OIB (ou OIT), alcalins.
- Les basaltes MORB. Leur composition caractérise le plancher océanique (la lave dans les dorsales). Ils sont pauvres en Na2O, K2O et titane. L’olivine est rare (même exceptionnelle), les pyroxènes sont peu ou pas calciques, le plagioclase est du « labrador », plutôt calcique, la silice est abondante. Le quartz n’y est jamais exprimé (il existe virtuellement dans le verre).
- Les basaltes alcalins. Ils sont pauvres en silice ; l’olivine est abondante ; il y a des foïdes. Ils sont riches en alcalins et titane. Le pyroxène est calcique alors que les plagioclases « labrador » sont plutôt sodiques. Dans les îles océaniques, on trouve des basaltes OIB et OIT. Il semble qu’à partir d’un MORB, par cristallisation fractionnée, on obtient des liquides de plus en plus riches en silice.
Les compositions globales sont très proches et la distinction se fait grâce aux éléments en traces et aux éléments iostopiques (différenciation par époque différente). Les MORB étaient appauvris en certains éléments il y a 1 ou 2 milliards d’années. Les basaltes alcalins et tholéitiques associés sont rares.
Les basaltes des plateaux sont tholéitiques (postérieurs au Jurassique) et forment des épaisseurs allant de 2 à 4 kilomètres. On y connaît (olivines et andésites) deux volcans contaminés par des granites : les sources de magmas basaltiques sont diverses et résultent d’histoires diverses.
…….
Chapitre 1 : Croûte terrestre : structure et composition.
I\ Généralités.
A\ Les enveloppes terrestres.
1\ L’organisation concentrique.
2\ Propriétés physiques.
B\ Structure sismologique de la Terre.
1\ Nature des ondes P, S et L.
II\ Composition de la croûte terrestre.
A\ Substances chimiques.
1\ Répartition naturelle.
a\ Les huit éléments principaux.
b\ Les autres éléments.
2\ Agencement de la matière minérale.
a\ État amorphe
b\ Matière en état ordonné.
c\ Conséquences sur les propriétés de la matière.
3\ Logique de l’état cristallin.
a\ Liaison de Na Cl.
b\ Autres types de liaisons.
4\ Coordination.
a\ Principe de la liaison.
b\ Motifs ioniques élémentaires.
B\ Les cristaux.
1\ Cristallisation expérimentale.
a\ Surconcentration de solution.
b\ Refroidissement de liquide en fusion.
2\ Niveaux de cristallisation.
a\ Notion de maille cristalline.
b\ Réseaux cristallins.
c\ Les 7 systèmes cristallins.
3\ Croissance du cristal.
a\ Les cristaux automorphes de « forme primitive ».
b\ Les cristaux automorphes dérivés par troncature.
c\ Les cristaux xénomorphes (de forme quelconque).
4\ Propriétés cristallines et réseaux.
a\ Densité.
b\ Dureté.
c\ Éclat et couleur.
d\ Luminescence.
e\ Macle et épitaxie.
C\ Substances minérales.
1\ Les silicates.
a\ Tétraèdre, SiO4, motif ionique élémentaire.
b\ Modalités d’assemblage.
2\ Diversité des substances silicatées.
a\ Isomorphisme. Exemple des péridots.
b\ Polymorphisme. Exemple de la silice.
c\ Substitution (Si par Al).
3\ Autres substances minérales
D\ Du minéral à la roche.
1\ Distinction minéral / roche.
2\ Assemblage des minéraux.
a\ Grains néoformés
b\ Les grains hérités.
3\ Notion de texture.
a\ Taille et dimension des grains : la granulométrie.
b\ Forme des grains.
c\ Relations mutuelles des grains entre eux.
d\ Structure fluidale.
e\ Historique.
II\ Conclusion.
Chapitre 2 : Processus géodynamique interne ; magmatisme, métamorphisme.
I\ Généralités.
A\ Notions de thermodynamique.
1\ Phases, Systèmes.
2\ Notion de constituants indépendants.
3\ Variable thermodynamique.
4\ Équilibre thermodynamique.
5\ Règles de phase.
B\ Diagrammes expérimentaux.
1\ Diagramme de concentration.
a\ Binaire (SiO3Ca).
b\ Ternaire.
2\ Diagramme température/pression.
3\ Diagramme composition/température.
a\ Binaires.
b\ Ternaire.
II\ Magmatisme (volcanique et plutonique).
A\ Caractéristiques des formations magmatiques.
1\ Composition chimique et minéralogique.
2\ Classification des roches magmatiques (Streckeïsen).
3\ Texture des roches magmatiques.
4\ Structure des roches magmatiques.
a\ Les laves volcaniques.
b\ Les roches plutoniques.
5\ Mode de gisement.
a\ Cas d’un volcan.
b\ Les plutons.
B\ La différenciation magmatique.
1\ La cristallisation fractionnée.
2\ Série réactionnelle de Bowen.
a\ Série discontinue (Fe/Mg).
b\ Série continue.
c\ Couplage des deux séries.
3\ Différenciation gravitaire.
4\ Assimilation.
C\ Magmas : origine et évolution.
1\ Magma volcanique.
a\ Origine et évolution.
b\ Les magmas basaltiques.
c\ Le magma andésitique.
Conclusion sur les magmas volcaniques.
2\ Les magmas plutoniques.
a\ Origine et évolution.
b\ Anatexie et magmatisme.
c\ Intrusions granitiques.
d\ Minéralisations tardives.
III\ Métamorphisme.
A\ Les facteurs fondamentaux.
1\ Température.
2\ Pression.
3\ Composition chimique.
B\ Les transformations mécaniques.
1\ Modifications structurales (figure K1).
2\ Modification minéralogique (Figure M).
3\ Faciès et zones métamorphiques.
a\ Zonéographie du métamorphisme.
b\ Faciès métamorphiques et minéraux index.
c\ Enchaînement de faciès.
C\ Différents types de métamorphismes.
1\ Diagenèse d’enfouissement.
2\ Métamorphisme de subduction.
3\ Métamorphisme de contact.
a\ Caractères généraux.
b\ Place sur le diagramme T° / P°.
4\ Métamorphisme général ou régional.
a\ Place sur le diagramme T° / P°.
b\ Evaluation du gradient géothermique.
5\ Migmatisation et anatexie.
CONCLUSION :
Chapitre 3 : Processus de la géodynamique externe. Altération / Transport / Sédimentation. Roches et environnement sédimentaire.
I\ Généralités.
A\ Logique énergétique.
1\ Energie thermique : interne et orogène.
2\ Energie thermique externe.
a\ Cycle de l’eau.
b\ Altération d’un minéral : le feldspath.
c\ Altération d’une roche : le granite.
3\ Energie gravitationnelle.
a\ Transports des éléments détritiques (solides).
b\ Transports en solution.
4\ Cycle orogénique.
B\ Sédimentation.
1\ Facteurs impliqués.
a\ Climat et pédogenèse.
b\ Erosion et flux sédimentaires.
c\ Tectonique et subsidence.
d\ Variation du niveau de la mer (eustatisme).
e\ Notion d’espace disponible.
2\ Du sédiment à la roche.
a\ Notion de diagenèse.
b\ Classification des roches sédimentaires
α\ Classification des roches sédimentaires.
β\ Les roches biochimiques.
γ\ Classement de Folk (B).
δ\ Classification de Dunham (C).
II\ Les séries sédimentaires.
A\ Notion de séquence.
1\ Séquence et cycle sédimentaire.
a\ Les unités lithostratigraphiques.
b\ Notion de séquence.
c\ Notion de cycle sédimentaire.
2\ Discontinuités sédimentaires.
B\ Stratigraphie.
1\ Principe de la stratigraphie.
a\ Principe de superposition et de continuité latérale.
b\ Passage latéral de faciès.
c\ Principe de Walter.
2\ Biostratigraphie et chronostratigraphie.
a\ Les fossiles marqueurs.
b\ Corrélation stratigraphique.
c\ Echelle stratigraphique.
C\ Paléographie.
1\ Notion de faciès ou d’environnement sédimentaire.
2\ Les milieux de dépôts.
a\ Milieu continental.
b\ Milieu marin.
c\ Milieux intermédiaires.
III\ Etude de cas.
A\ Le milieu deltaïque.
1\ Morphologie.
2\ Nature des matériaux.
3\ Organisation séquentielle.
a\ Séquence b.s.g. (boue, sable, galet).
b\ Discontinuité.
c\ Progradation et rétrogradation.
B\ Milieu marin (plate-forme carbonatée).
1\ Précipitation de CaCO3.
2\ Morphologie.
3\ Nature des matériaux.
4\ Organisation séquentielle.
C\ Le milieu lagunaire.
1\ Evaporation de l’eau de mer.
2\ La morphologie.
3\ Organisation séquentielle.
a\ La séquence de dépôt.
b\ Discontinuités.
c\ Interprétation de l’évolution séquentielle.
III\ Conclusion.
Chapitre 4 : Dynamique globale. Tectonique des plaques.
I\ Les différentes croûtes terrestres.
A\ La croûte continentale.
1\ Exemple régional : l’Aquitaine.
a\ Formation métamorphique.
b\ Formation volcanique (relativement récente).
c\ Formations plutoniques.
d\ Formations sédimentaires.
2\ Passage océan / continent (la marge continentale).
a\ Morphologie.
b\ Structure.
B\ La croûte océanique.
1\ Exemple régional de l’Atlantique.
a\ Morphologie.
b\ Fonctionnement de la dorsale.
c\ Composition des fonds océaniques.
2\ Particularités du Pacifique.
a\ Morphologie.
b\ Subduction.
c\ Arc insulaire.
II\ Expansion des fonds océaniques.
A\ Le paléomagnétisme.
B\ Les anomalies magnétiques
III\ La tectonique des plaques.
1\ Plaque lithosphérique.
a\ Frontières et genèses.
b\ Mouvements de plaques.
2\ Relief et chaînes de montagnes ?
a\ chaîne de subduction.
b\ chaîne de collision.
c\ chaîne intraplaque.
IV\ Conclusion : le cycle de Wilson.
A\ Le modèle général.
B\ Application à la Pangée. (Idée d’Alfred Vegner)
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