Chapitre 8 - cours L1 Université Lyon 1

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Cours sur le climat - Géosciences L1

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  • À la surface de la Terre, à l’interface entre l’hydrosphère, l’atmosphère et la lithosphère, les roches sont en perpétuelle évolution et décrivent un cycle.
    Elles subissent une altération, une érosion, un transport…
    Le cycle peut se fermer après la diagenèse, il peut également comporter un stade supplémentaire : le métamorphisme.
  • La dégradation météorique des roches comprend 2 processus qui interagissent : la désagrégation mécanique et l’altération chimique.
    Les roches ne sont généralement pas homogènes ni continues, elles présentent des fissures, des fractures, des pores de tailles variées. La tectonique peut être responsable de la fracturation; le refroidissement d’un basalte entraîne également sa fissuration (prismes ou orgues basaltiques).
    Transformation de l’eau en glace, la cryoclastie (volume X1,1). Alternances des phases gel-degel, plus la pression exercée par la glace (10-20 MPa, résistance des roches généralement < 10 MPa).
  • L’eau une substance unique. Elle présente une structure moléculaire relativement simple, 2 atomes d’hydrogène et 1 atome d’oxygène disposés à la façon d’un compas ouvert avec un angle de 104,5°, dont l’axe est occupé par un atome d’oxygène et les deux pointes par les atomes d’hydrogène.
    L’atome d’oxygène et les 2 atomes d’hydrogène sont reliés par des liaisons covalentes. Dans ces liaisons H et O mettent en commun chacun un électron. Chacun des atomes reçoit ainsi un électron supplémentaire ( H avec 2 électrons au lieu d’un et O avec 8 électrons au lieu de 6).Les couches électroniques externes de ces 2 atomes deviennent saturées, conférant ainsi une grande stabilité à la molécule d’eau.
    Dans cette liaison covalente O-H la distribution des électrons n’est pas symétrique : les électrons sont plus fortement attirés par O qui se charge négativement par rapport aux H chargés positivement. La molécule d’eau devient alors un dipôle, ce qui lui donne le pouvoir de se lier avec d’autres molécules, expliquant ainsi son fort pouvoir dissolvant.
    Rajouté au fait que l’eau est très mobile. La petite taille de la molécule d’eau, sa faible viscosité et sa fluidité lui permettent une grande mobilité et la faculté de pénétrer les plus petits interstices disponibles dans le sol, les roches fissurées…
    Grâce à sa bipolarisation électrique l’eau est un solvant efficace pour la plupart des corps chimiques (excepté pour les MO, i.e. les groupements hydrocarbonés CH; effet hydrophobe).
    L’eau dissout plus de substances chimiques que tous les autres liquides. Cette propriété lui permet de lessiver les continents et de conduire les éléments ainsi dissous en direction de l’Océan, où ces derniers se concentrent.
    La densité de l’eau (1 à 4°C) se situe dans une position moyenne entre les matières minérales et les matières organiques (bois, etc.) : grande importance pour le transport, la mise en suspension des particules.
    L’eau absorbe fortement le rayonnement infrarouge, largement l’ultraviolet, mais est transparente au spectre visible incolore : grande importance pour l’apparition et le maintien de la Vie sur Terre.
    Les électrons de O non engagés dans une liaison covalente forment deux doublets électroniques de charge négative. Ils peuvent ainsi attirer un atome H chargé positivement d’une molécule H2O voisine, formant ainsi une liaison de nature électrostatique appelée liaison hydrogène.
  • L’arénisation est un mode d’altération du granite en zones tempérées. Au contact avec l’hydrosphère, le granite est altéré sur une épaisseur de mètres. Des boules de granite plus sain peuvent avoir été épargnées.
    À ce niveau l’altération chimique, même modérée, a des conséquences importantes sur la dégradabilité mécanique des roches. La roche perd sa cohésion naturelle et devient meuble.
  • La biosphère prélève, redistribue et échange de la matière avec le domaine minéral qui l’environne.
    Les champignons, les lichens, les verres de terre pour les animaux (1 à plusieurs tonnes par hectare).
    La biosphère, par le développement de son cadre de vie (installation de son réseau racinaire, fouissage, etc.) comme le prélèvement de nutriments minéraux nécessaire à son développement, peut provoquer une désagrégation et un ameublissement des supports.
    Les hyphes du champignon symbiotique envahissent une frange externe de 1 à 3 mm d’épaisseur, exceptionnellement 12 mm. La croissance et les forces radiales développées par les hyphes lors de l’absorption d’eau entraînent de fortes contraintes sur les roches.
    La faculté réelle des lichens comme des réseaux racinaires à provoquer des fractures dans une roche cohérente semble difficile, il est plus probable que les hyphes empruntent des microfractures préexistantes et participent à leur élargissement.
    Le développement d’un dense couvert végétal peut également protéger l’érosion des sols supports. Il dissipe l’énergie de la pluie, favorise l’infiltration et s’oppose à l’érosion de l’eau, du vent ou de la gravité.
  • La dégradation météorique des roches comprend 2 processus qui interagissent : la désagrégation mécanique et l’altération chimique.
    Les roches ne sont généralement pas homogènes ni continues, elles présentent des fissures, des fractures, des pores de tailles variées. La tectonique peut être responsable de la fracturation; le refroidissement d’un basalte entraîne également sa fissuration (prismes ou orgues basaltiques).
    Transformation de l’eau en glace, la cryoclastie (volume X1,1). Alternances des phases gel-degel, plus la pression exercée par la glace (10-20 MPa, résistance des roches généralement < 10 MPa).
  • L’altération chimique sera dépendante du climat et de la nature des roches (+- solubles).
  • Gorges du tarn, glacier d’aletsch en suisse, tempete de sable du sahara qui atteinda l’amazonie en 2000
  • Gorges du tarn, glacier d’aletsch en suisse, tempete de sable du sahara qui atteinda l’amazonie en 2000
  • 1 unité Bubnoff : 1 uB = 1 mm x 10-3 ans.
    Le bilan de matière des continents vers les océans ont montré que le Flux solide (18x109 t/an) domine largement le Flux dissous (4x109 t/an).
  • Selon une approche expérimentale, réalisée en reliant la vitesse d’un écoulement et la taille des grains. Les différentes vitesses sont obtenues par la variation du débit d’un chenal d’écoulement expérimental.
    On obtient un diagramme d’équilibre, au sein duquel plusieurs domaines sont définis : un domaine d’érosion, de transport et de sédimentation.
    En A, l’eau circule à la vitesse de 300 cm/s, elle sépare les particules les unes des autres et les élimine du bac d’expérimentation : il y a érosion.
    En B, l’eau est capable de déplacer les particules : il y a transport.
    En C, l’eau circule sans arracher les particules, ni transporter les particules qu’on y jette : il y a sédimentation.
    À vitesse constante, 50 cm/s, de L à M l’eau n’est pas capable d’arracher les particules, par contre elle est capable de transporter celles qui y sont jetées. De M à N, les particules sont arrachées et évacuées. De N à O, situation identique qu’entre M à N, mais avec des particules plus grosses. De O à P, même jetées dans le système, les particules sédimentent.
    Les petites particules ne bougent pas malgré un courant important (entre L et M), parce que les forces intergranulaires, électrostatiques sont importantes.
  • Dans ce cycle d’évolution des roches, qui conduit à l’aplanissement des reliefs et à la sédimentation des particules arrachées, 2 facteurs sont déterminants : la gravité (qui permet aux éléments de se déplacer des points hauts aux points bas) et l’énergie solaire (moteur principal des mouvements et du cycle de l’eau).
  • Mesure des flux de Matières en suspension à l’embouchure des grands fleuves. La charge solide à l’exutoire des fleuves ont montré que la production sédimentaire à l’échelle continentale varie de 1 à 1000 selon les zones.
    - Les zones de production > 500 t/km²/an se trouvent dans le Sud-Est du continent eurasiatique et en Amérique du Sud : îles indonésiennes (fort relief, forte pluviosité), chaînes alpines et relief très contrasté (Himalaya, Andes) et Nord-Est de la Chine (loess).
    - Les zones les moins productrices < 10 t/km²/an sont les boucliers arctiques et les régions semi-arides (NE Brésil, Est USA et du Chili).
    Une comparaison du taux d’érosion avec l’altitude moyenne des continents montre qu’il y a une bonne corrélation, bien que d’autres facteurs interviennent.
  • Objectif de la diapo : Introduire la notion de sédimentation dans l’océan
    Les composants d'un sédiment océanique peuvent être classés en 4 grandes catégories suivant leur origine : la fraction détritique héritée des continents, la fraction biogène liée à l'activité biologique du plancton et des organismes marins, la fraction volcanogène résultant de l'activité volcanique, et la fraction authigène néoformée à partir des ions en solution dans l'eau de mer.
    1. La fraction détritique :Un partie de la charge sédimentaire du littoral est transportée vers le large (l'offshore), principalement par suspension. Il s'agit des sédiments à particules fines, soit les boues et les sables très fins. Occasionnellement, lors des grandes tempêtes par exemple, des sables un peu plus grossiers peuvent être amenés dans l'offshore; mais, dans l'ensemble, l'offshore, et particulièrement la marge du plateau continental, se caractérisent par l'empilement de sédiments plutôt fins. L'autre partie de la charge sédimentaire du littoral, soit les sédiments plus grossiers, sables et graviers, est apportée à la base du talus, sur le glacis continental. Ces sédiments sont chenalisés dans les canyons sous-marins qui, à plusieurs endroits, entaillent le plateau continental. Ces canyons sont le plus souvent les vestiges d'une érosion qui s'est faite durant des périodes où le niveau des mers était beaucoup plus bas qu'aujourd'hui; certains prennent leur source tout près du littoral.
  • Objectif de la diapo : Introduire la notion de sédimentation dans l’océan
    La sédimentation à la marge continentale est donc principalement terrigène, c'est-à-dire que les matériaux proviennent de l'érosion des continents. Mais l'océan contribue aussi à produire ses propres sédiments. Le plancton est un des éléments essentiels des océans.
    La fraction biogène :
    Le plancton constitue l'ensemble des microorganismes qui vivent à la surface des océans, dans une couche qui fait jusqu'à plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur et qui dépasse même les 100 mètres par endroits; c'est une véritable soupe organique. Une grande proportion de ces microorganismes possède un squelette minéralisé, soit en carbonate de calcium (CaCO3, le minéral calcite ou aragonite), comme par exemple les foraminifères ou certaines microalgues du nannoplancton, soit en silice (SiO2), comme les diatomées et les radiolaires. Après la mort d'un individu, son squelette devient une particule sédimentaire. Il s'ensuit que la surface des océans produit une pluie continuelle de très fines particules. Cette pluie, composée de matières organiques non encore oxydées (M.O.), de CaCO3 (calcite et aragonite) et de silice (SiO2) produit une couche sédimentaire sur le plancher océanique.
    Sur les marges et les reliefs sous-marins des zones intertropicales, ce sont essentiellement les coraux ainsi que leurs faunes et flores associées (mollusques, bryozoaires, échinodermes, algues, …) qui sont les principaux fixateurs biologiques des ions en solution dans l'eau de mer.
    Objectif de la diapo : Introduire la notion de sédimentation dans l’océan
    Il existe une limite naturelle en milieu océanique qu'on appelle la CCD (carbonate compensation depth = niveau de compensation des carbonates) et qui a une influence importante sur la composition des sédiments des fonds océaniques. Le plancher océanique se trouve par endroits sous ce niveau, mais en d'autres endroits au-dessus de ce niveau.
    La bathymétrie du fond océanique, c'est à dire, la profondeur des fonds sous-marins. L'océan est sous-saturé en silice. La dissolution est donc forte et immédiate dès lors que l'organisme à test siliceux aura été dépouillé de sa matière organique, après sa mort. Seulement 2% de la silice biogénique produite en surface par le plancton seront conservés dans le sédiment. En revanche, en ce qui concerne les carbonates, les tests calcaires libérés à la mort des organismes planctoniques sédimentent par gravité et traversent lors de leur chute des eaux de plus en plus riches en CO2 et donc plus corrosives : il en résulte une dissolution croissante des carbonates, par niveaux successifs, dans les profondeurs océaniques. L'expression la plus simple de la réaction qui se produit est la suivante : CaCO3 + CO2 <=> Ca2+ + 2HCO3- . Pour la calcite, cette dissolution est faible jusqu'à 4000m. où elle augmente brusquement : ce niveau est appelé lysocline. Puis, en quelques centaines de mètres, le taux de dissolution augmente rapidement provoquant la dissolution complète de la calcite vers 5000m. de profondeur. On définit ainsi une surface de compensation de la calcite ou CCD (Calcite Compensation Depth). Elle marque la profondeur à laquelle tout l'apport de calcite est compensé par la dissolution. Ce niveau de compensation de la calcite varie dans l'espace et dans le temps.
     
  • La diagenèse se rapporte à l'ensemble des modifications physico-chimiques que subit un sédiment, après dépôt, dans les conditions de pression et température "faibles" qui règnent en environnement de sub-surface.
    La diagenèse n'englobe pas les modifications du sédiment liées uniquement aux facteurs biologiques (bioturbation) et s'arrête là où commence le métamorphisme.
    On tend à diminuer la porosité de près de 90% dans les sédiments à qqes % (1 à 10%).
    La compaction correspond à la réduction du volume poreux due à l’expulsion de l’eau interstitielle sous l’effet de la charge du matériel sus-jacent.
    Pour dissiper l'impression d'incertitude qui se dégage de cette frontière qualitative, disons qu'en pratique, la diagenèse traite de problèmes de cimentation, dissolution, recristallisation et remplacement affectant les phases carbonatées, siliceuses ou sulfatées.
    La cimentation correspond à la précipitation de matière sur un substrat et à l'accroissement progressif des cristaux ainsi formés. La cimentation a pour conséquence la disparition progressive de la porosité.
    La pression-dissolution est un processus de dissolution suite à une augmentation de la pression aux points de contact entre les grains. C'est ce processus qui est responsable du développement de structures comme les stylolithes (dans les calcaires purs) et de "joints de pression-dissolution" dans les calcaires plus riches en insolubles (par concentration d'insolubles le long de la surface de dissolution préférentielle). Ce processus peut conduire à la naissance de stylocumulats et de calcaires noduleux (fig. VI.6).
  • Une eau riche en ions HCO3- et Ca2+ peut donner un précipité de carbonates. Cette réaction est grandement favorisée par l’activité biologique.
    Au cours de cette réaction, il y a prélèvement d’ions bicarbonates (HCO32-), stockage de CO32- dans les calcaires, et relâchement de CO2 vers l’atmosphère.
  • La réaction d’altération des carbonates sur les continents est exactement l'inverse de celle précipitation du carbonate océanique.
    Si bien, qu'à suffisamment longue échelle de temps, le CO2 atmosphérique qui est prélevé de l'atmosphère par altération des carbonates est libéré dans l'océan par la réaction de précipitation des carbonates.
    Or l'océan et l'atmosphère, à l'échelle géologique, sont en équilibre. Tout excès de CO2 dans l'océan provoque un flux de CO2 de l'océan vers l'atmosphère et vice-versa. On dit donc qu'à l'échelle géologique (pour des durées de l'ordre de plusieurs centaines de milliers d'années), la réaction d'altération des calcaires ne sert à rien pour la régulation du CO2 atmosphérique.
    Les variations de la teneur en CO2 sont dues aux variations d'importance relative entre volcanisme, formation de montagnes, altération des roches, formation des calcaires …
    Ces variations qui durent depuis quelques centaines de millions d'années (voir les 3 diagrammes du haut dans la figure ci-dessous) s'inscrivent dans des " tendances générales " :
    (1) le CO2 baisse ; il a été divisé par 100 000 depuis l'origine de la Terre (4ème diagramme de la figure ci-dessous). Ce diagramme (en échelle log) montre une décroisssance quasi linéaire de la concentration du CO2 avec le temps : le taux de CO2 est divisé par 10 à 100 tous les milliards d'années.
    Cette diminution est due à l'accroissement lent et progressif de la quantité des calcaires terrestres.
    C'est comme cela qu'au cours des milliards d'années, du CO2 atmosphérique a été transformé en CO2 lithosphérique (calcaire). Ce CO2 lithosphérique (calcaire) est détruit à chaud dans les réactions métamorphiques et surtout par la subduction (CaCO3 + SiO2 --> CaSiO3 + CO2). Ce CO2 revient alors dans l'atmosphère par le volcanisme.
    Les variations aux grandes échelles de temps (baisse du CO2 au carbonifère ou depuis le début du tertiaire, hausse au crétacé ...) sont dues aux variations relatives de l'altération continentale (qui pompe du CO2) et du volcanisme (qui en fournit). Mais au cours de l'histoire de la Terre, la fabrication de calcaire (en surface, suite à l'altération des silicates calciques) a été globalement légèrement supérieure à sa destruction en profondeur (par métamorphisme et subduction).
    Au cours du temps en gros, le CO2 atmosphérique a donc baissé, d'un facteur 100 000 à peu près : pression de CO2 voisine de 30. 105Pa (30 atmosphères) juste après la formation de la Terre et de 30 Pa (0,0003 atmosphère) actuellement.
  • Par contre, l'altération d'un silicate de calcium (reprenez la réaction d'altération de l'anorthite écrite plus haut) consomme sur le continent 2 mol de CO2, mais une seule est libérée par la précipitation de la calcite dans l'océan. L'altération des silicates de Ca (et aussi de Mg, car on précipite des calcaires magnésiens) est donc un mécanisme capable à long terme de pomper efficacement du CO2 atmosphérique. L'altération des silicates de Na et K est plus délicate à traiter, car on ne sait pas bien ce qui se passe dans l'estuaire. Il est possible que des ions Na de la rivière viennent s'échanger avec des ions Ca ou Mg présents à la surface des particules que la rivière a transporté et impliquer alors la précipitation de calcite.
    On retiendra que l'altération des silicates de Ca et Mg est probablement le moyen par lequel la Terre a purifié son atmosphère en CO2 et précipité les calcaires dans les océans.
  • La théorie de Raymo (1988, du nom d’une chercheuse au MIT) a revisité cette idée en la précisant (Cor. 3.2). La surrection d’une orogenèse, par collision entre deux plaques lithosphériques, augmente l’érosion physique des reliefs, crée des surfaces spécifiques de contact entre l’eau et les minéraux elevées et stimule ainsi l’altération chimique des silicates, donc la consommation de dioxyde de carbone atmosphérique. Localement, le flux de CO2 par altération augmente, mais c’est globalement que la teneur en dioxyde de carbone atmosphérique baisse, entraînant une baisse généralisée des températures. Des calottes de glace se forment aux pôles et des glaciers apparaissent en montagne, où ils augmentent considérablement l’érosion mécanique en fournissant aux systèmes fluviaux des quantités énormes de sédiments fins finement divisés (les farines glaciaires, typiques des ruisseaux sous glaciaires, Mackenzie, Huanghe, Brahmapoutre), et favorisent l’altération des roches silicatées dans les vallées ou en plaine, là où ces sédiments s’accumulent. L’atmosphère terrestre perd donc de plus en plus de CO2, en continue de se refroidir. Dans ce schéma, il n’existe pas de mécanisme régulateur de la teneur en CO2 de l’atmosphère et la Terre peut se raréfier en CO2 jusqu’à ce que l’eau liquide n’existe plus à la surface de la Terre et soit entièrement sous forme de glace. Certains géologues pensent que la Terre a subit des catastrophes glacées de ce type (la Terre « boule de neige », ou Snowball Earth de P. Hoffmann) en particulier à la fin du Protérozoïque (http://www.sciam.com/2000/0100issue/0100hoffman.html).
  • L’atmosphère terrestre perd donc de plus en plus de CO2, en continue de se refroidir. Dans ce schéma, il n’existe pas de mécanisme régulateur de la teneur en CO2 de l’atmosphère et la Terre peut se raréfier en CO2 jusqu’à ce que l’eau liquide n’existe plus à la surface de la Terre et soit entièrement sous forme de glace. Certains géologues pensent que la Terre a subit des catastrophes glacées de ce type (la Terre « boule de neige », ou Snowball Earth de P. Hoffmann) en particulier à la fin du Protérozoïque (http://www.sciam.com/2000/0100issue/0100hoffman.html).
  • A l’inverse, d’autres auteurs ont une version beaucoup plus « optimiste » du monde dans lequel nous vivons. Nous serions sur une Terre thermostatée qui fonctionnerait de la façon suivante (Cor. 3.3). En réponse à une augmentation de CO2 atmosphérique (éruption volcanique), la Terre se réchauffe, ce qui, au travers du lien entre température l’altération des silicates (Doc. 3.1), provoque une augmentation de l’altération des silicates et donc une baisse du CO2 atmosphérique. Un rétrocontrôle négatif existerait donc qui stabiliserait la pression partielle de CO2 dans l’atmosphère et maintiendrait des conditions thermiques à la surface de la Terre compatibles avec la vie. Cette théorie est celle du thermostat, ou encore hypothèse de Walker (1981) du nom de son découvreur.
    Géologiquement, ce mode de fonctionnement semble bien s’appliquer au monde Crétacé, qui et une période de volcanisme intense (le taux d’expansion des fonds océaniques est important), chaude (il n’y a pas de calotte glaciaire connue) et de haut niveau marin (les dépôts crayeux crétacé en attestent), au cours duquel la pression partielle de CO2 ne semble pas avoir excédée quelques fois la pression partielle de CO2 moderne, malgré les apports volcaniques intenses. Le document Cor. 3.4 montre la carte paléogéographique du Crétacé (-94 MA) selon Scotese.
    En conclusion, les études expérimentales comme celles de terrain, montrent que la température joue sur l'altération des roches silicatées : une augmentation de la température provoque une augmentation des taux d'altération chimique.
  • Chapitre 8 - cours L1 Université Lyon 1

    1. 1. De la roche au sédiment, du sédiment au climatObjectif : Comprendre comment se forme une roche sédimentaire et comment celle-ci évolue au cours du temps
    2. 2. Comment former ce canyon de A à Z ?
    3. 3. Processus qui détruit les composants de la roche et sa structure interne et qui forme de nouveaux minéraux LL’EAU est l’agent de l’altération’EAU est l’agent de l’altération a) L’altération chimique La dégradation météorique des roches comprend 2 processus qui interagissent : la désagrégation mécanique et l’altération chimique 1.Lessédiemnts
    4. 4. L’eau une substance unique Campy & Macaire (2003) – Géologie de la surface, Dunod • Petite taille de la molécule : grande mobilité @nasa pôle négatif pôle positif • Dipôle (bipolarisation électrique)  Liaison avec autres molécules (fort pouvoir dissolvant) • Lessive les continents et conduit les éléments (dissous) vers l’Océan • Densité de l’eau (d=1 à 4°C) : transport, mise en suspension des particules a) L’altération chimique 1.Lessédiemnts
    5. 5. Un exemple d’altération : les granites Dercourt et al (2006) – Géologie – Objets, méthodes et modèles, Dunod L’arénisation : mode d’altération du granite en zones tempérées (rôle important de la décomposition chimique) a) L’altération chimique 1.Lessédiemnts
    6. 6. Désagrégation physique des matériaux Cryoclastie (cycles gel-dégel)Cryoclastie (cycles gel-dégel) Le splash (la pluie)Le splash (la pluie) Le ravinement (leLe ravinement (le courant arrache lecourant arrache le b) L’altération physique ou érosion 1.Lessédiemnts
    7. 7. • Biosphère prélève, redistribue et échange de la matière avec le domaine miné  une désagrégation et un ameublissement des supports  protéger l’érosion des sols supports (couvert végétal dense) c) Le rôle de la biosphère 1.Lessédiemnts
    8. 8. Quel climat favorise le plus la production de sédiments ? A. Désertique B. Polaire C. Tropical D. Tempéré
    9. 9. Favorise les réactionsFavorise les réactions chimiquechimique = Altération= Altération EauEau  Glace : 9% deGlace : 9% de changement de volumechangement de volume (cryoclastie)(cryoclastie) = Fracturation des roches= Fracturation des roches = Erosion= Erosion e) Le rôle du climat 1.Lessédiemnts
    10. 10. Quel climat favorise le plus la production de sédiments ? A. Désertique B. Polaire C. Tropical D. Tempéré
    11. 11. Campy & Macaire (2003) – Géologie de la surface, Dunod ErosionErosion AltérationAltération Altération chimique (moy. 0.01 mm/y) est 5 fois < érosion mécanique e) Le rôle du climat 1.Lessédiemnts
    12. 12. a) Transport sans vecteur direct Evènements catastrophiques Glissements de terrain cm/j – m/j ; discontinu Semelle du glissement Coulée de boue m/j – m/s ; discontinu Roche fluidifiée Ecroulement Chute en quelques s. Roche cohérente • Mouvements lents et continus • Cycles contraction – décontraction • Pas de rupture Reptation des sols Pentes 2.Letransport
    13. 13. Eau, glace, vent L’exemple des transferts fluviatiles • Fonction de la granulométrieFonction de la granulométrie des matériaux, sous 3 formesdes matériaux, sous 3 formes  Charge de fond (>0,5mm : galets, graviers) (traction, saltation, ou roulement)  Suspension (0,5mm – 0,5µm : sables moyens et fins, silts, argiles)  Dissoute (en solution : < 0,5µm : ions ions, colloïdes, microagrégats) b) Transport avec vecteur direct 2.Letransport
    14. 14. Campy & Macaire (2003) – Géologie de la surface, Dunod Flux solide (80%) domine largement le flux dissous (20%) Ex. : Aux Etats-Unis, 90% de la production solide des bassins fluviatiles ne parvient pas aux océans mais reste stockée sur le continent c) Bilan des flux de matière 2.Letransport
    15. 15. Dercourt et al (2006) – Géologie – Objets, méthodes et modèles, Dunod Transport avec vecteur direct (par les courants) Diagramme de Hjulström • Diagramme d’équilibre, plusieurs domaines : érosion, transport et sédimentation d) Diagramme d’équilibre entre érosion-transport-sédimentation 2.Letransport
    16. 16. Si le courant est faible, les sédiments suivants peuvent être déposés A. Les galets B. Les graviers C. Les sables D. Les argiles E. Aucun F. Tous
    17. 17. • Dépôt des particules sous la forme de couches ou strates sédimentaires Christophe Guillemot; Hervé Douris Christophe Guillemot; Hervé Douris • Processus conduisant à la formation de sédiments • Un sédiment est constitué de particules ayant subit un certain transport 2.Letransport
    18. 18. 2 facteurs déterminants : • la pente  Tectonique • l’eau  Climat Tectonique Conséquences du cycle d’évolution des roches ?  l’aplanissement des reliefs  transport et sédimentation des particules arrachées 2.Letransport
    19. 19. Campy & Macaire (2003) – Géologie de la surface, Dunod • Les zones de production > 500 t/km²/an (SE Asie, Am. S.) • Les zones les moins productrices < 10 t/km²/an : boucliers arctiques, régions semi-arides (NE Brésil, Est USA et du Chili) Bonne transport sédimentaire/ l’altitude moyenne des continents 2.Letransport
    20. 20. La sédimentation océanique : fraction détritique http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque .Ledépôtsédimentaire
    21. 21. La fraction biogène http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque La sédimentation océanique : fraction biogène.Ledépôtsédimentaire
    22. 22. 5.Dessédimentsàlaroche • Processus chimiques et mécaniques qui affectent un sédiment après son dépôt La diagenèse Dercourt et al (2006) – Géologie – Objets, méthodes et modèles, Dunod
    23. 23. Les carbonates et la teneur en CO2 La précipitation des carbonates… Ca2 + + 2HCO3 -  CaCO3 + CO2 + H2O Jérôme Gaillardet http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/FormationENS/Marseille-sept00/TD-cycleC/TDcycleC.htm# …libère du CO2 6.Dusédimentauclimat
    24. 24. Jérôme Gaillardet http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/FormationENS/Marseille-sept00/TD-cycleC/TDcycleC.htm# CaCO3 + CO2 + H2O  Ca2+ + 2HCO3 - …consomme du CO2 de manière faible Les carbonates et la teneur en CO2 L’altération des carbonates • Réaction inverse de celle précipitation du carbonate océanique • À l'échelle géologique (plusieurs centaines de milliers d'années), la réaction d'altération des calcaires ne sert à rien pour la régulation du CO2 atmosphérique 6.Dusédimentauclimat
    25. 25. Jérôme Gaillardet http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/FormationENS/Marseille-sept00/TD-cycleC/TDcycleC.htm# L’altération des silicates calciques CaSiO3 + 2CO2 + H2O <=> SiO2 + Ca2 + + 2HCO3 - …consomme du CO2 de manière importante Les silicates et la teneur en CO2  mécanisme capable à long terme de pomper efficacement du CO2 atmosphérique et précipité d’importantes quantités de calcaires dans les océans 6.Dusédimentauclimat
    26. 26. La tectonique est-elle responsable des glaciations ? Les variations de la teneur en CO2 Estimation de la teneur en CO2 au cours du temps Orogenèse hercynienne Périodes de chute drastique T° et CO2 Orogenèse alpine Une orogenèse ? altération (physique et chimique) des reliefs (dont silicates) consommation de dioxyde de carbone atmosphérique 310-300Ma jan.ucc.nau.edu/~rcb7/Pennsylvanian.html Orogenèse hercynienn e Rétrocontrôlepositif 6.Dusédimentauclimat
    27. 27. Snowball earthTuzo-Wilson-1999 pas de mécanisme régulateur de la teneur en CO2 La tectonique est-elle responsable des glaciations ? Les variations de la teneur en CO2 Rétrocontrôlepositif Jérôme Gaillardet http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/FormationENS/Marseille-sept00/TD- cycleC/TDcycleC.htm# 6.Dusédimentauclimat
    28. 28. Dislocatio n de la Pangée La tectonique est-elle responsable des glaciations ? Les variations de la teneur en CO2 Périodes chaudes Forte production de croûte océanique 6.Dusédimentauclimat
    29. 29. Rétrocontrôle négative Une Terre thermostatée ? La tectonique est-elle responsable des glaciations ? Les variations de la teneur en CO2 Dislocatio n de la Pangée Périodes chaudes Jérôme Gaillardet http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/FormationENS/Marseille-sept00/TD- cycleC/TDcycleC.htm# Altération chimiqueT° (éruption volcanique) 6.Dusédimentauclimat
    30. 30. Ce qu’il faut retenir… • Le cycle d’évolution des roches • Les différents processus d’altération et de transport • Les différents types de sédiments océaniques (?) • Comment passer d’un sédiment à une roche (diagenèse) • Comment la formation ou l’altération des roche peut modifier le climat

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