TP physique

UN EXEMPLE DE RESSOURCE GEOLOGIQUE : LA PIERRE DU MIDI

1- La pierre du midi, une ressource locale.

La pierre du Midi, appelée aussi localement pierre de Rognes, de Fontvieille, du Gard … est une biocalcarénite d’âge Miocène (20 MA). Cette roche fossilifère a largement été exploitée dans le Sud de la France et est utilisée dans de nombreuses constructions comme le pont du Gard.

Les fossiles rencontrés dans ce calcaire coquillier : coquilles d’huîtres et de chlamys (mollusques bivalves), tests et piquants d’oursins (échinoderme)… On admet que ces fossiles vivaient dans des milieux comparables à ceux occupés actuellement par des espèces apparemment proches (principe d’actualisme). Ce calcaire s’est donc formé dans une mer chaude et peu profonde, à proximité d’un rivage.

Pb : Comment une mer a-t-elle pu envahir le sud-est de la France il y a 20 Ma ?

2- La tectonique des plaques permet d’expliquer la formation de la pierre du midi

• Une tectonique distensive dans le SE il y a 30 MA : à l’Oligocène la Méditerranée n’existait pas, il y avait un grand continent dans le SE : le continent pyrénéo-corso-sarde. Au cours de l’Oligocène (- 34 à – 23 Ma) le SE de la France subit des contraintes tectoniques en distension. L’origine possible de est une remontée de matériel mantélique chaud par mouvement de convection. La croûte continentale se fracture par le jeu de nombreuses failles normales orientées SE-NO et toutes parallèles. Une des conséquences a été l’étirement et l’amincissement de la croûte continentale et donc un enfoncement de cette zone (100 à 200m). Ces failles délimitent des blocs basculés d’une largeur moyenne de 15 kms sur lesquels s’accumulent des sédiments fluviatiles et lacustres, des roches détritiques (poudingues et brèches), c’est la sédimentation syn-rift en éventail. Un rift continental se met en place : les blocs basculés encadrent un fossé d’effondrement qui s’enfonce par subsidence (affaissement progressif, régulier ou saccadé de l’écorce terrestre). Les conséquences de la subsidence sont particulièrement apparentes dans les régions où se sont accumulées de grandes épaisseurs de sédiments sous une faible tranche d'eau durant l'enfoncement du fond du bassin, et non par un comblement progressif d'une dépression préexistante.
• Une invasion marine au début du Miocène il y a 23 Ma : c’est le début de l’ouverture du Golfe du Lion. Le bloc corso-sarde pivote pour prendre une orientation nord-sud. En même temps le niveau général des mers s’élève. Cette élévation associée au contexte tectonique local permet à la mer d’envahir la vallée du Rhône : c’est la transgression Miocène. Dans cette mer chaude et peu profonde, se déposent les sédiments à l’origine des calcaires coquillers. La mer régresse ensuite pendant la 2ème partie du Miocène. Les dépôts sédimentaires post-rifts sont horizontaux, discordants sur ceux de l’Oligocène.
• Formation d’un plancher océanique : du magma arrive en surface (qui cristallise en gabbros et basaltes) à l’axe du rift séparant ainsi 2 marges continentales (marges passives) qui s’éloignent l’une de l’autre. Ces marges sont stables, passives car elles ne sont pas soumises à une activité tectonique. Les marges continentales passives correspondent aux 2 lèvres autrefois jointives de l’ancien rift continental et maintenant largement séparées par plusieurs kilomètres d’océan.

[pic 1]

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La divergence de plaques lithosphériques entraîne un amincissement de la croûte. Le manteau, par isostasie, remonte donc, entraînant à son tour une remontée de l’asthénosphère qui franchit l’isotherme 1300°C. Dans ce cas-là, il peut y avoir fusion des péridotites et formation d’un magma. 

La notion de subsidence

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La lithosphère est soumise à un étirement et s'amincit donc. En particulier, la croûte, pouvant être considérée comme un "flotteur" car moins dense que le manteau, est amincie. De plus, l'asthénosphère remonte. Si ces modifications dans la répartition des masses sont assez lentes (quelques cm/an), elles induisent, de façon quasi contemporaine à cette phase d'étirement, un réajustement isostatique (de manière à maintenir l'égalité des pressions P1 et P2). Ce réajustement isostatique conduit à une « subsidence initiale » (ou « subsidence tectonique »). Puis, au fil du temps, l'asthénosphère qui était remontée se refroidit et devient donc de la lithosphère, plus dense. Ce rééquilibrage thermique induit un réajustement isostatique étant donné que l'épaisseur de la couche la plus dense, la lithosphère mantellique, augmente (on doit retrouver P1 = P2 = P3). Ce réajustement isostatique lié au rééquilibrage thermique est à l'origine lui aussi d'une subsidence, la « subsidence thermique ».

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