Transcript Leçon 10

Leçon 10
LES CONTINENTS
Leçon 10
QUELLES SONT LES INTERROGATIONS?
Les questions:
- comment se forme un continent ?
- comment grandit-il?
- peut-il se détruire?
Le plan de la leçon:
- 10.1 La structure des continents
- 10.2 La croissance par le magmatisme
- 10.3 La croissance par collisions
- 10.4 La fragmentation
- 10.5 le cycle de Wilson
- 10.6 Le volcanisme intra-plaque
- 10.6 Les marges passives
- 10.7 Composition chimique de la croûte continentale
10.1 LA STRUCTURE DES
CONTINENTS
Sierra Nevada, California
10.1.1
LES PROVINCES TECTONIQUES CONTINENTALES
1. Total mass = 0.6% silicate earth
2. Main reservoir for K-U-Th (heat) and mineral resources
3. Primary archive of the Earth history
10.1.2
LA DISCONTINUITE DE MOHOROVOCIC
profondeur de Moho
~10 km sous les
océans
~30 - 40 km sous les
continents, jusqu’à
70 km sous les
chaînes de
montagnes
• A sharp seismological boundary
• exhibiting Vp jump from 6-7 to >8 km/s
• defining the crust/mantle boundary
◆ Generally accepted as
gabbro/peridotite boundary
10.1.3
LA CROUTE CONTINENTALE SUPERIEURE ET INFERIEURE
Most accessible; but also most complicated
and differentiated. About 30% of the continental
area is submerged beneath the oceans.
Precambrian shields and platforms (cratons) structure well-known, with Z = 35 - 45 km
upper continental crust (UCC)
(a) Vp = 5.8 - 6.4 km/sec (UCC), 6.5 - 7.2
km/sec (LCC)
(b) Conrad discontinuity - present or absent
(c) Orogenic belts - crustal structures very
complicated.
Conrad discontinuity
lower continental crust (LCC)
(a) Vp = 6.5 - 7.2 km/sec (LCC)
(b) granulites, magma underplating
(c) Moho is transitional, rather than
discontinuous.
10.1.4
L’ISOSTASIE: L’HYPOTHESE D’AIRY
10.1.5
L’ISOSTASIE: LE PRINCIPE
La poussée d’Archimede
(buoyancy force) est égale
au poids du fluide déplacé
par la partie immergée du
solide.
lighter, less dense continental crust “floats” higher on
the mantle than the denser oceanic crust (equilibrium).
about 50 km
Surface de compensation
10.1.6
GRAVIMETRIE ET RACINE DES CONTINENTS
Voir leçon 1
Petit rappel
positive
negative
Poids de la montagne
Use a gravity meter to explore local
variations in rock density: (mass =
density x volume).
Poussée d’Archimède
10.1.7
L’ACCUMULATION SOUS-CONTINENTALE
(UNDERPLATING)
L’addition de matériaux
peu denses à la base
est compensée par le
poids du relief qui se
crée.
Isostatic readjustment also due to magmatic underplating
10.1.8
EROSION ET COMPENSATION ISOSTATIQUE
Isostatic readjustment in mountain belts.
Crustal Rebound – when ice or rocks are
removed and the crust continues to rise.
Isostatic readjustment also due to de-glaciation.
10.1.9
LE REBOND POST-GLACIAIRE
La vitesse du rebond permet de calculer la viscosité de l’asthénosphère dont
le toit coïncide avec l’isotherme 1.300°C (en moy., à 120 km de profondeur).
10.2 LA CROISSANCE DES
CONTINENTS PAR MAGMATISME
Popocatépetl, Mexico
10.2.1
RAPPEL: 1 - L’ORIGINE DES MAGMAS
MORBs
Subduction
Continental
Le magmatisme continental dérive de la fusion du manteau (anorthosites) ou provient
de la fusion de la croûte dans les zones de collisions (granites). Il contribue à épaissir
la croûte continentale. Nous le distinguerons du magmatisme lié à la fragmentation
des continents (rifting).
10.2.1
RAPPEL: 2 – LE ROLE DE L’EAU DANS LA FUSION
Adding water changes the melting point
Water breaks the Si-O bonds
• SiO2 + H2O  2 Si OH
• Acts in the same way that
raising temperature does
Descending slabs loose water
– From hydrated minerals e.g.
mica at 100 km
– Causes mantle melting – leads
to island arc basalts
10.2.3
COMMENT SE FORMENT LES BATHOLITES?
•
Mantle melts pond at base of
crust
REACTIONS MAGMAS-CROUTE
•
•
•
Heats lower crust, makes
tonalite (assimilation)
Tonalite differentiates forming
granodiorite and granite
Magma ascends through the
lithosphere to the level of
neutral buoyancy
10.2.4a
ASSIMILATION-DIFFERENCIATION SOUS-CRUSTALES
1 – Un exemple: l’origine des anorthosites
a. Mantle-derived magma underplates
the crust as it becomes density
equilibrated.
b. Crystallization of mafic phases (which
sink), and partial melting of the crust
above the ponded magma. The melt
becomes enriched in Al.
c. Plagioclase forms when the melt is
sufficiently enriched. Plagioclase rises to
the top of the chamber whereas mafics
sink.
10.2.4b
ASSIMILATION-DIFFERENCIATION SOUS-CRUSTALES
2 – Un exemple: l’origine des anorthosites
d. Plagioclase accumulations
become less dense than the crust
above and rise as crystal mush
plutons.
e. Plagioclase plutons coalesce to
form massif anorthosite, whereas
granitoid crustal melts rise to
shallow levels as well. Mafic
cumulates remain at depth or
detach and sink into the mantle.
10.2.5
LA FUSION DES SEDIMENTS METAMORPHISES
L’origine anatectique des granites
ANATEXIE: fusion des sédiments
métamorphisés lors de la
collision. Les roches sont des
mignatites.
•
•
•
•
Slow heating drive off water in pore spaces
680°C: muscovite dehydrates to induce melt
– Little muscovite, only 10% melting
760°C: biotite dehydrates
– Up to 60% melt
Higher: amphibole dehydrates
10.3 LES COLLISIONS
CONTINENTALES
10 Ma
38 Ma
55 Ma
71Ma
10.3.1
LA FERMETURE DES OCEANS TETHYS ET NEOTETHYS
La remontée de l’Inde vers la
plaque eurasienne provoque
la fermeture de la Tethys
séparée de la Neotethys par
un arc volcanique.
Au passage, le point chaud
de la Réunion a généré une
activité magmatique énorme
formant le plateau du
DECCAN (voir leçon 9).
10.3.2
LA CHAINE HIMALAYENNE (Poinçonnement)
Plasticine model Tapponnier et al., 1982
10.3.3
LES GRANDES STRUCTURES DE LA CHAINE HIMALAYENNE
Obduction : phénomène inverse de la subduction qui précède le stade de collision
intercontinentale. chevauchement de croûte la océanique - complexes
ophiolitiques - sur la croûte continentale.
10.3.4
LES OPHIOLITES DANS L’OBDUCTION
OMAN
PILLOW-LAVAS
Les ophiolites
sont des portions
de croûte
océanique (leçon
9). Leur sommet
est formé de
basaltes en pillow
lavas et leur base
de péridotite. En
présence d’eau ,
l’olivine contenue
dans ces roches
se serpentinise.
Olivine: SiO4Mg2
Serpentine:
Si2O5Mg3(OH)4
100 µm
SERPENTINE
chrysotile
lizardite
10.3.5
LES COLLISIONS CONTINENTALES DANS LE PASSE:
Les chaînes calédonienne et hercynienne
Calédonienne: collision de
l’Europe du Nord (Avalonia et
Baltica) avec l’Amérique du Nord
(Laurentia); 550-400 Ma).
L’océan Iapetus est fermé au
Silurien. Cette chaîne s’est
partagée en deux parties par un
rift au Dévonien. Qui évolue en
un océan (océan Rheique).
Les Sables d’Olonne
Hercynienne – Alleghanienne:
collision de la Laurasie avec le
Gondwana vers 300 Ma. Il se
forme un supercontinent: la
Pangée.. Fermeture de l’océan
Rheique.
10.3.5
METAMORPHISME HERCYNIEN AUX SABLES D’OLONNE
~ 300 Ma
sillimanite
Plis intrafoliaux
Métamorphisme de
moyenne température
– moyenne pression
(type Barrowien)
Plan de cisaillement
grenat
10.3.6
POURQUOI LA FUSION SE DECLENCHE-T-ELLE?
Orogenèse récente
– actuelle:
Himalaya
Orogenèse hercynienne (Les Sables d’Olonne)
Gneiss non fondu
Poches de fusion
La déshydratation des sédiments
métamorphisés injecte de l’eau
dans le système dont la présence
abaisse le point de fusion des
roches silicatées.
10.4 LA FRAGMENTATION DES
CONTINENTS
10.4.1
LA FRAGMENTATION DE LA PANGEE
La distribution actuelle des continents vient de la
fragmentation du superconinent PANGEE
10.4.2
LA SEPARATION DES CONTINENTS
Stade de la PANGEE
Début de la fragmentation 160 Ma
Trias
Jurassique
Ouverture de l’Atlantique (vers 80 Ma)
Fermeture de la Tethys (vers 40 Ma)
Crétacé terminal
Eocène
10.4.3
MECANISME DE LA FRAGMENTATION:
1- DOMING AND RIFTING
Extension due au doming
rifting
Un rift s’ouvre par
le jeu de failles
normales. La
zone effondrée
est le GRABEN,
la zone conservée
est le HORST.
Faille
normale
10.4.4
MECANISME DE LA FRAGMENTATION:
2- OUVERTURE D’UN OCEAN
Jonction des points
triples. Une branche
sur deux avorte
(aulacogène).
Les points chauds
sont à la jonction des
3 branches. Ils sont
marqués par un
volcanisme alcalin.
10.4.5
EXEMPLES D’OUVERTURE D’OCEANS
Ouverture de l’Atlantique
Ouverture de la Mer Rouge
Exemples de
branches mortes
10.4.5
LE VOLCANISME AU DEBUT DU RITING: LES BASALTES
Extends 3,700 km. Rifting began in the early
Tertiary around the Ethiopian dome.
Rifting in the Miocene in Kenya and Tanzania. Qtz
Tholeiites, Tholeiites + Alkali Basalts
Plateau basaltique (Ethiopie)
10.4.6
APRES LES BASALTES: LE MAGMATISME ALCALIN
(HOTSPOT)
Motnick
Nephelinite/Carbonatite
Shombole
Nephelinite/Carbonatite
Gelia Shield Volcano
(alkali basalt)
Oldoinyo Lengai (Nephelinite/Carbonatite)
Alkaline (Na2O+K2O+CaO>SiO2) , SiO2-undersaturated. Basanites, phonolites, tephrites.
CARBONATITES
10.4.7
LES CARBONATITES DU OL DOINYO LENGAI
Rare, mantle-derived igneous rock
dominated by calcite and dolomite
with associated silicates
10.4.8
LA CAUSE PROFONDE DU RIFTING: UN POINT CHAUD
Exemple: le Grand Rift Est Africain
Magmatisme
alcalin: néphélinite,
carbonatite,
kimberlite
Ces roches se forment
par fusion du manteau
en présence de CO2 et
H2O. Les carbonates
remplacent les silicates.
Wyllie (1989, Origin of carbonatites: Evidence from phase equilibrium studies. In K. Bell (ed.), Carbonatites: Genesis and Evolution.
Unwin Hyman, London. pp. 500-545) and Wyllie et al., (1990, Lithos, 26, 3-19). Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
10.4.9
LES DIAMANTS ECHANTILLONNENT LA CROUTE
PROFONDE ET LE MANTEAU SUPERIEUR
néphélinites
carbonatites
kimberlites
La zone crustale autour du rift est marquée par des volcans très particuliers : les
cheminées kimberlitiques qui sont recherchées pour l’exploitation des diamants.
10.4.10
ZOOM SUR LA ZONE DU RIFT
Le Grand Rift Est Africain
•
Pre-rift stage: an asthenospheric mantle
diapir rises (forcefully or passively) into
the lithosphere. Decompression melting
(cross-hatch-green indicate areas
undergoing partial melting) produces
variably alkaline melts. Some partial
melting of the metasomatized subcontinental lithospheric mantle (SCLM)
may also occur. Reversed decollements
(D1) provide room for the diapir.
•
Rift stage: development of continental
rifting, eruption of alkaline magmas (red)
mostly from a deep asthenospheric
source. Rise of hot asthenosphere induces
some crustal anatexis. Rift valleys
accumulate volcanics and volcaniclastic
material.
•
Afar stage: asthenospheric ascent reaches
crustal levels. This is transitional to the
development of oceanic crust.
Successively higher reversed
decollements (D2 and D3) accommodate
space for the rising diapir.
Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Même échelle horizontale
10.4.11
ZOOM SUR LA ZONE CRUSTALE AUTOUR DU RIFT:
LES KIMBERLITES
10.4.12
LES INCLUSIONS DANS LES DIAMANTS DES KIMBERLITES
(a.)
(b.)
a.) A purple pyrope garnet, an indicator of
garnet harzbugite , Udachnaya pipe, Russia.
b.) Orange garnet, typical of diamond eclogite.
c.) Red Cr pyrope and green Cr diopside
indicators of a peridotite, Mir pipe, Russia.
(c.)
10.2 LE CYCLE DE WILSON
10.5.1
LA LOGIQUE DU CYCLE DE WILSON
a) The continents are drifting toward a region of cold asthenosphere closing oceans is
lined by subduction zones and is contracting. The other ocean is opening, and the
oceanic lithosphere is connected to continental lithosphere at both margins.
b) The continental fragments have collided, forming a supercontinent. Sbduction has
begun along the margins of the formely opening ocean The insulating effects of the thick
continental lihosphere lead to the buil upof heat doming and the initiatio of rifting.
c) What once was an opening ocean has become a closing ocean, with cool
asthenosphere beneath. One Wilson cycle is now complete.
Kearey & Vine Global tectonics. Oxford Blackwell Scientific
10.5.2
LES ETAPES DU CYCLE DE WILSON
1. Initiation of rifting
6. Erosion and
thinning
5. Continental
collision
2. Formation of passive
margins, sedimentation
3. Start of convergence
4. Accretion of sediments
onto the continent
10.5.3a
LA FORMATION DE LA PANGEE
1 - la fermeture de l’océan Iapetus
After breakup of Rodinia, Laurentia
straddled the equator, its S-side passive
margin,
Island arc built-up by S-ward
subduction of Iapetus
10.5.3b
LA FORMATION DE LA PANGEE
2 - les collisions continentales: orogenèse calédonienne
Collision of Laurussia with Baltica
Océan Rhéique
Collision of Gondwana with Laurussia
10.5.3c
LA FORMATION DE LA PANGEE
3 – fermeture de l’océan Rheique: l’orogenèse hercynienne
Accretion of Siberia
Pangea combined
10.6 LES MARGES
PASSIVES
10.6.1
LA MORPHOLOGIE DES MARGES PASSIVES
??
Marge stable, asismique, où le passage de la croûte continentale - de nature
granitique - à la croûte océanique - de nature basaltique - se fait au sein de la
même plaque lithosphérique
10.6.2
LA STRUCTURE DES MARGES PASSIVES
Plateau continental: zone plane, légère pente vers le large. Profondeur max: 200 m.
Talus continental: pente de 5° de 200 à 4000 m.
Glacis continental: pente de 1°, de 4000 à 5000 m, se raccorde aux bassins océaniques.
10.6.3
LA SEDIMENTATION SUR LES MARGES PASSIVES
Plateau continental:
- les sédiments s’accumulent
progressivement vers le large,
- leur poids entraîne une
subsidence
10.6.4
LE PROBLEME: LA JONCTION ENTRE PLAQUES
CONTINENTALE ET OCEANIQUE
?
A-t-on le droit de représenter ainsi le contact croûte continentale-croûte océanique?
POURQUOI?
10.6.5
LA SOLUTION: LA GEOMETRIE DU RIFTING
1
Le rifting provoque le biseautage de la lithosphère
continentale (figure 1) .
La croûte océanique commence à se former dans
le prolongement du biseau. Lorsqu’elle n’existe
pas (figure 2), c’est le manteau supérieur qui
affleure directement.
2
10.7 COMPOSITION CHIMIQUE DE
LA CROUTE CONTINENTALE
Mt. Everest
10.7.1
COMMENT MESURER LA COMPOSITION DES
CONTINENTS?
LE LOESS
L’érosion éolienne arrache, déplace et mélange
de fines particules que les vents déposent parfois
très loin de leur lieu d’origine. Ces dépôts sont
d’excellents échantillonnages statistiques de la
croûte continentale superficielle.
10.7.2
LA COMPOSITION DE LA CROUTE CONTINENTALE
Rudnick &
Gao, 2003
Clarke*
1889
SiO 2
TiO 2
Al 2O 3
FeO T
MnO
MgO
CaO
Na 2O
K 2O
P 2O 5
60.6
0.7
15.9
6.7
0.10
4.7
6.4
3.1
1.8
0.13
60.2
0.6
15.3
7.3
0.10
4.6
5.5
3.3
3.0
0.23
Mg#
55.3
53.0
F.W. Clarke, 1847-1931
*chaque valeur moyenne de la composition s’appelle le CLARKE
Prochaine leçon:
EXERCICES