Cours Méthodes stratigraphiques : Radiostratigraphie

Cours sur les méthodes stratigraphiques : Radiostratigraphie

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LITHOSPHÈRE ET ASTHÉNOSPHÈRE.

La lithosphère est située sous l’atmosphère ou sous l’hydrosphère (l’océan, les glaciers). L’étymologie du mot (du grec lithos, pierre) donne une première définition: il s’agit de l’enveloppe la plus rigide du globe, celle sur laquelle nous marchons et nous bâtissons. Par exemple, la lithosphère est capable de supporter la surcharge de volcans, de deltas fluviatiles, de calottes glaciaires, etc., sans beaucoup se déformer: en ce cas, elle fléchit seulement, et tend à reprendre sa forme si la charge disparaît. On dit que sa viscosité est forte. Au contraire, le milieu sur lequel elle repose se déforme lentement par fluage sous l’effet d’efforts faibles mais prolongés: c’est l’asthénosphère (du grec asthenès, sans force). Mais attention: sauf en quelques rares endroits, l’asthénosphère reste à l’état solide. Il ne s’agit pas, comme on l’a cru longtemps, d’un magma liquide fait de roches fondues.

Toutefois, sa viscosité est plus faible que celle de la lithosphère, en raison des pressions et des températures élevées qui règnent en profondeur, de sorte que sa déformation plastique irréversible est aussi plus facile.

À première vue, les concepts de lithosphère et d’asthénosphère paraissent donc assez simples. Pourtant, le mot «lithosphère» peut revêtir plusieurs significations selon les phénomènes et l’échelle de temps que l’on considère. Dans tous les cas, il s’agit bien du même matériau, des mêmes roches, mais trois grands types de lithosphère peuvent être définis selon que l’on considère (1) les réactions aux forces qui lui sont appliquées, (2) sa façon de transmettre les ondes acoustiques, ou bien (3) la

répartition des températures suivant la profondeur.

1-La lithosphère élastique:

C’est l’enveloppe superficielle du globe qui peut subir une déformation

réversible. La figure 1.1 en montre un exemple: le poids d’un volcan (A)

provoque un affaissement local (B), compensé par un bombement (C) à

cent ou deux cents kilomètres du point d’application de la surcharge. Si la

charge du volcan était supprimée, la lithosphère reprendrait à peu près sa

forme initiale. L’épaisseur de cette lithosphère élastique peut être calculée

d’après la longueur d’onde et l’amplitude de la déformation observée en

surface. Elle dépend de l’âge et de la nature (océanique ou continentale)

de la lithosphère. Dans tous les cas, l’épaisseur de la lithosphère élastique

diminue sous l’effet d’un réchauffement, et inversement augmente avec

l’âge et le refroidissement qui en résulte. On admet en effet que la base de

la lithosphère élastique se situe entre les isothermes 400 et 600 ˚C. Dans

les océans, cette isotherme est tout près du fond marin à l’axe des dorsales,

là où la lithosphère est en voie de formation ; elle s’abaisse

ensuite à mesure que cette lithosphère vieillit, et se stabilise vers 40 km de

profondeur après 100 millions d’années. Sous les continents, l’épaisseur de

la lithosphère élastique est en moyenne de 60 km, mais peut augmenter

jusqu’à 150 km sous les plus vieux «cratons».

2-La lithosphère sismique:

Une autre façon de délimiter la lithosphère et l’asthénosphère est de faire

appel aux données de la sismologie: vers 100 km de profondeur (souvent

moins sous les océans), la vitesse de propagation des ondes sismiques (les

ébranlements provoqués par les tremblements de terre) diminue d’environ

10% (fig. 1.2 B). C’est la «zone à moindre vitesse» (low velocity zone –

LVZ – en anglais), qui est l’indice d’un changement dans les propriétés

physiques du milieu à ce niveau.

Rappelons que les ondes sismiques sont de deux sortes: les ondes

longitudinales P font faire aux particules d’une roche un aller/retour dans

le sens de propagation de l’ébranlement (compression-dilatation). Ce

sont celles qui sont le plus utilisées pour caractériser les terrains, parce

qu’elles se transmettent aussi bien dans les milieux liquides que dans les

milieux solides. Les ondes transversales S, près de deux fois moins rapides

(fig. 1.2 B) sont perpendiculaires à la direction de propagation de

l’ébranlement et ne se transmettent pas dans les milieux liquides (sauf

indication contraire, les vitesses citées dans ce livre sont toujours celles

des ondes P). Mais qu’elles soient transversales ou longitudinales, ces

ondes se propagent dans la lithosphère et plus profondément à l’intérieur

de la Terre d’une façon qui dépend des propriétés physiques des milieux

qu’elles rencontrent successivement. Leur vitesse de propagation notamment

s’accroît avec la densité des terrains, et, à densité égale, diminue au

contraire si la rigidité (la viscosité) de ces terrains diminue; de sorte

qu’elles sont réfléchies ou réfractées par les discontinuités géologiques où

des terrains de densité ou de viscosité différentes sont en contact.

L’analyse des temps de propagation des ondes sismiques renseigne ainsi

sur la structure interne du globe. Tels sont les fondements de la sismologie,

la science des tremblements de terre, à la fois irremplaçable instrument

de connaissance de la planète, et outil précieux de maîtrise du

risque naturel.

Si l’on revient à la lithosphère et à l’asthénosphère, on comprend

comment la sismologie peut aider à les distinguer: la diminution de la

vitesse des ondes observée à une centaine de kilomètres sous la surface de

la lithosphère n’est probablement pas due à un changement dans la nature

des terrains en profondeur (§ 1.4), mais plutôt à l’accroissement de température

et de pression et à la diminution de densité et de viscosité qui en

découle. La base de la «lithosphère sismique» est ainsi définie par la zone

à moindre vitesse sismique, qui appartient quant à elle à l’asthénosphère.

3-La lithosphère thermique:

Dans l’asthénosphère, nous avons dit que la résistance des terrains aux

contraintes est faible; elle est insuffisante en tous cas pour empêcher un

objet géologique de migrer vers la surface ou au contraire de «couler» vers

le bas, selon que sa densité est inférieure ou supérieure à celle du milieu

ambiant. En ce cas, c’est une force de gravité qui provoque le mouvement

(la poussée d’Archimède), grâce à la différence de densité entre l’objet

immergé et l’asthénosphère. De la même façon, des mouvements peuvent

naître entre les portions d’asthénosphère «froide», relativement dense, et

d’autres portions plus chaudes et moins denses. Ainsi naît la convection qui

tend, par un lent brassage, à homogénéiser la température dans l’asthénosphère.

On estime à 1 300 °C la température minimum permettant l’initiation

des courants de convection asthénosphériques (fig. 1.3), et à quelques

centimètres ou quelques dizaines de centimètres par an la vitesse de ces

courants. Le toit de l’asthénosphère coïncide donc avec l’isotherme

1 300 °C, que l’on place en moyenne vers 120 km de profondeur.

Dans la lithosphère au contraire, où la viscosité est élevée, les différences

de densité dues aux gradients de température engendrent des

forces de gravité trop faibles pour provoquer la mobilité de ces terrains.

Cela tient essentiellement à l’augmentation de la résistance des roches

aux contraintes quand on se rapproche de la surface de la Terre et que

diminuent la pression et la température. La convection n’est alors pas

possible, et la chaleur se transmet par conduction depuis la base (1 300 °C)

jusqu’à la surface (0 °C). Le transfert d’énergie est en ce cas très lent. Il

dépend de la conductivité thermique des roches, et s’exprime par l’apparition

d’un gradient géothermique (une diminution progressive de la

température de bas en haut; fig. 1.3). En surface, le flux thermique correspond

à de l’énergie perdue par la Terre et libérée dans l’atmosphère (ce

flux toutefois provient pour une part de la chaleur transmise depuis

l’asthénosphère, et pour une autre part de la chaleur dégagée par la

radioactivité naturelle des roches de la lithosphère).

Mais il faut le redire avec insistance: l’asthénosphère, contrairement à

une idée très répandue, n’est généralement pas un milieu liquide. Certes,

si une fusion partielle se produit, alors les terrains affectés appartiendront

à l’asthénosphère. C’est ce qui se passe, par exemple, sous les dorsales

océaniques, entre deux plaques divergentes . Mais la plus

grande partie de l’asthénosphère est à l’état solide. Sa faible résistance aux

contraintes et les courants de convection qui l’animent résultent le plus

souvent de la température et de la pression élevées du milieu et non pas

d’une fusion des roches qui la constituent.

On le voit, la frontière entre asthénosphère et lithosphère n’est pas une

limite géologique entre des terrains de compositions différentes. Il s’agit

d’une frontière physique, qui dépend essentiellement des conditions de

pression et de température du milieu, et que l’on situe d’ailleurs, on vient de

le voir, à des profondeurs assez différentes selon le paramètre que l’on considère

(température, vitesse de propagation des ondes sismiques, élasticité des

terrains). Dans le temps et dans l’espace, cette frontière peut donc se

déplacer si les conditions viennent à changer. Par exemple, une élévation

régionale de température sous l’effet d’une bouffée de chaleur issue des

profondeurs du globe (un «panache»: cf. chap. IV, § 4.2) a pour effet de

faire remonter la frontière lithosphère-asthénosphère vers la surface, c’est-àdire

d’amincir la lithosphère, quelle que soit sa définition. Inversement, un

refroidissement provoque une augmentation de l’épaisseur lithosphérique.

Dans ce livre, c’est la définition thermique de la lithosphère qui a été adoptée.

La limite avec l’asthénosphère, avons-nous dit, correspond alors approximativement

à l’isotherme 1 300 °C, située en moyenne vers 120 km de

profondeur sous un continent (fig. 1.3 A). Mais nous verrons par la suite

que l’épaisseur de la lithosphère thermique varie considérablement

(fig. 1.3 B), jusqu’à s’annuler à l’axe des dorsales océaniques ou dépasser

150 ou 200 km sous les vieux continents.

Source de l'article : INTRODUCTIONÀ LA GÉOLOGIE La dynamique de la Terre Gilbert Boillot Philippe Huchon Yves Lagabrielle Avec la collaboration de Jacques Boutler.

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Classification des roches sédimentaires.

Selon l'origine et la composition des roches sédimentaires on peut établir un classement assez précis.
I)Roches détritiques:


I.1) Rudites : Ces roches possèdent une majorité de particules dont le diamètre est supérieur à 2 mm


I.1.1) roches meubles : Les particules ne sont pas soudées. Ce sont les blocs (>20 cm), les cailloux (>2 cm), et les graviers (> 2 mm).

I.1.2) roches consolidées : Les particules sont soudées par un ciment. Ce sont les brèches (éléments anguleux) et les poudingues (éléments arrondis)

I.2)Arénites : Grains, minéraux compris entre 50 um et 2 mm


I.2.1)roches meubles : Ce sont les sables (de quartz, feldspath, muscovite, calcite, glauconie,... )

I.2.2)roches consolidées : Ce sont les grès, c'est à dire des sables dont les grains se sont cimentés. Cette cimentation a pu être provoqué lors de la pédogenèse sous l'action de l'humus, ou en raison des fluctuations du niveau de la nappe phréatique qui favorise la précipitation du quartz ou encore à cause d'apports ioniques extérieurs.

- Les arkoses, grès grossiers (Grains anguleux, feldspath >20 %)

- Les Grauwackes, grès sombres à ciment argileux (origine marine ou orogénique)

- Les molasses, grès mixtes à calcite, quartz et tests (origine lacustre ou littorale)

- Les grès micacés, siliceux, calcaires

- les quartzites

Les intraclastes sont des grains anguleux, les pellets des grains arrondis.


I.3)Pélites ou lutites : Essentiellement siliceuses, les grains font moins de 50 um

Les minéraux sont généralement des argiles, des micas, des quartz, de la calcite, des tests

Le ciment est souvent de la calcite.

On distingue les pélites, les loess (argile + calcite + quartz), les marnes.


II) Roches chimiques


Les roches chimiques ne sont formées que par des dépôts minéralogiques indépendant de l'action d'êtres vivants contrairement aux roches biochimiques.


II.1) Les roches carbonatées


II.1.1) continentales : ce sont les dépôts formés généralement par précipitation à la suite d'une diminution de la pression de CO2, d'une augmentation de la concentration en Carbonate de calcium ou encore quand la température s'élève. Cela aboutit à la formation des stalactites et stalagmites ainsi que des tufs et travertins (dépôts de source pétrifiantes). Il ne faut pas oublier les calcaires lacustres.

II.1.2) marines : ce sont :

- les calcaires oolithiques (petites concrétions qui se forment dans les mers agitées et chaudes),

- les calcaires marneux et les marnes (mélanges plus ou moins important d'argile et de calcaire. Un apport détritique peut intervenir dans leur formation). Indiquent généralement un milieu de formation peu profond.

- Les dolomies, I (MgCa)2CO3 ou II (la majorité des dolomies est secondaire à calcite, aragonite et giobertite). La dolomitisation peut se faire pendant la diagenèse, dans ce cas c'est la giobertite (MgCO3) qui remplit les pores du ciment. Après la diagenèse, c'est lors de la rencontre entre eaux intersticielles différentes (lagune, eau douce) que se produisent les remplissages, mais surtout un échange de Ca avec Mg qui donne les dolomies II (les structures deviennent peu visible).

Les sparites correspondent à un ciment grossier tandis que les micrites correspondent à un ciment fin.


II.2) Les roches siliceuses :


Glauconite, silex, meulières diagénétiques, Les chailles, Les cherts


II.3) Les évaporites : roches salines provenant d'un lessivage continental ou d'une évaporation lagunaire.

Gypse (Température inférieure à 20°C) ou anhydrite (> à 20°C)

Sel gemme




III) Roches biochimiques :


III.1) Les roches carbonées


III.1.1) Charbons : Accumulation de débris végétaux qui sous l'action de micro-organismes anaérobies s'enrichissent en carbone (destruction de cellulose). Il y a dépolymérisation puis polycondensation des composés en acides humiques et fulviques.

On distingue :

o Les tourbes (C < 50%)

o Les lignites (50 < C < 70%)

o Les houilles (70 < C < 90%)

o L'anthracite (C 90%)

Ces accumulations peuvent se faire dans des lacs (bassins limniques) de montagne ou en bordure de mer (bassins paraliques). Les transformations nécessitent un climat chaud et humide.

III.1.2) Pétroles : Après l'accumulation de débris organiques en milieu aquatique plus ou moins confiné, il y a transformation des lipides et protéines en hydrocarbures par des micro-organismes. C'est une diagenèse biochimique qui a donc lieu et qui aboutit à la formation de kérogènes (macromolécules polymérisés insolubles dans les solvants organiques). En même temps, il y a libération de méthane en petite quantité et de protopétrole qui évoluera en pétrole par perte d'azote et d'oxygène sous forme de CO2.

La phase de catagenèse qui suit, à plus grande profondeur (température de 60°), voit la transformation du kérogène en hydrocarbures. Si la température augmente (150°) il ne restera plus que du gaz sec et du méthane.

Le pétrole formé par catagenèse s'accumule dans les parties poreuses de la roche mère mais tend à monter d'où la nécessité d'un toit imperméable (une couche argileuse par exemple) pour conserver le gisement et d'une roche poreuse pour retenir le pétrole.

III.1.3) Bitumes : Il s'agit d'une forme plus ou moins solide d'hydrocarbure, liée soit à des calcaires soit à des schistes. Ces hydrocarbures peuvent, après traitement, fournir du pétrole exploitable.


III.2) Roches biochimiques d’origine carbonaté :


III.2.1) Lumachelles : Roche sédimentaire calcaire peu cimentée, formée par l'accumulation de coquilles fossiles entières ou brisées.

III.2.2) Craie : La craie est une roche sédimentaire calcaire blanche, à grain très fin, tendre, poreuse et perméable, assez pure contenant presque exclusivement du carbonate de calcium CaCO3 (90% ou plus) et un peu d'argile. Elle s'est formée dans des mers chaudes et peu profondes (plateau continental) essentiellement par l'accumulation de coccolithes (parties du squelette calcaire d'une famille de phytoplancton : les coccolithophoridés), et aussi un peu de foraminifères planctoniques et de spicules d'éponge. Les principales accumulations de craie en Europe datent du Crétacé, la craie a donné son nom à cette période.


III.3) Roches biochimiques siliceuses :


III.3.1) Radiolarites : sont des roches dans lesquelles la silice a été apportée par des tests de radiolaires. On retrouve la trace de ces protozoaires du groupe des Actinopodes en lame mince, parfois admirablement conservée, noyée dans un ciment de calcédoine ou de quartz microcristallin.

III.3.2) Les diatomites : sont des roches blanches, grises, verdâtres ou jaunâtres, légères (densité voisine de 1), à porosité très élevée, tendres (les seules roches siliceuses consolidées rayables à l'ongle), bien que rugueuses au toucher, formées essentiellement par l'accumulation de tests ou frustules de diatomées (Bacillariophycées).Les diatomites sont encore connues sous les noms de « farine fossile », « farine de montagne », « terre à infusoires », « tripoli » (de Tripoli au Liban) et « kielselguhr ». La diatomite est utilisée comme abrasif (tripoli).

III.3.3) Les spongolites : sont des roches claires, verdâtres, poreuses et légères, presque exclusivement formées de spicules de spongiaires siliceux.

Autre :Les roches phosphatées : Une roche phosphatée est une roche exogène contenant une plus ou moins grande quantité de phosphate.


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