Géologie –

La datation par concordia-discordia

Tristan FERROIR — Sat, 25 Jul 2020 08:43:46 +0000

La datation par concordia-discordia est une technique assez utilisée en géoscience car elle permet de dater d’une part la mise en lace d’une roche magmatique mais aussi la réouverture du système isotopique, c’est à dire une modification des conditions à laquelle est soumise cette roche magmatique. La réouverture se faisant la plupart du temps par une augmentation de température, on date alors un événement métamorphique.

L’utilisation de base est simple puisqu’elle ne nécessite pas de calcul mais seulement une lecture graphique et sa compréhension.

Présentation des couples isotopiques

La datation des événements en concordia-discordia se fait grâce à la désintégration des isotopes de l’uranium en plomb.

En effet, l’Uranium 238 se désintègre en Plomb 206 avec une constante de désintégration qu’on appellera λ₂₃₈

et l’Uranium 235 se désintègre en Plomb 207 : avec une constante de désintégration qu’on appellera λ₂₃₅

Ainsi, on peut obtenir les équations des isochrones suivantes en normalisant par 204Pb qui est un isotope stable. Cette équation d’isochrone est en tout point équivalente à celle de l’équation classique du couple Rb/Sr pour l’instant.

Il se trouve que le système est un peu plus simple que cela car, il s’agit d’un système dit “riche”, c’est à dire qu’il n’y a pas de Plomb au départ dans le système. Les équations reviennent donc aux suivantes puisque (²⁰⁶Pb)₀ et (²⁰⁷Pb)₀ valent 0.

Mise en place de la concordia

A partir des équations précédentes, on peut revenir à un système encore plus simple :

Maintenant, ce que nous pouvons faire, c’est pour chaque âge, calculer de façon théorique la valeur du rapport Pb/U pour chaque couple, disons, tout les 100Ma. On obtient alors pour chaque couple isotopique, une valeur, qu’on reporte dans un graphique avec pour abscisse la valeur de 207Pb/235U et pour ordonnée, la valeur de 206Pb/238U. Cette courbe est ce qu’on appelle la concordia : les âges donnés par les deux couples sont concordants.

Ainsi, plus une roche (ses minéraux) vieillit (vieillissent), plus elle se déplace sur la concordia ; c’est ce qu’on voit sur le schéma ci dessous où la roche se déplace jusqu’à avoir 500Ma

Mise en place d’une discordia

Supposons maintenant qu’un événement géologique réouvre le système, souvent du métamorphisme et conduisent à une perte de plomb. On a alors deux cas extrême :

tout le plomb est perdu et l’un des minéral de la roche retourne à (0;0) puisqu’il a tout perdu
aucun plomb n’est perdu et à ce moment là, le minéral reste sur la concordia

En réalité, selon les minéraux, plus ou moins de plomb sont perdus donc les minéraux vont se retrouver sur une droite comprise entre (0;0) et l’endroit ou la roche était arrivée sur la concordia. Il s’agit d’une droite car comme la nature ne fractionne pas les isotopes, les deux isotopes du Pb sont perdus en proportion équivalente au ratio de départ,

On a donc une droite matérialisée par l’ensemble des minéraux qui ont perdu du plomb : c’est la discordia comme présenté ci-dessous. Cette droite s’appelle la discordia car si on datait le minéral avec chacun des couples isotopiques, on trouverait des âges différents donc discordants.

Utilisation de la discordia

Une fois cet événement passé, la désintégration de l’uranium en plomb se poursuit et les minéraux évoluent alors hors de la concordia mais restent alignés sur une discordia. La discordia va donc avoir deux intercepts avec la concordia :

l’intercept supérieur qui correspondrait à un minéral n’ayant perdu aucun isotope, cet intercept donne l’âge de la roche
l’intercept inférieur qui correspondrait à un minéral qui aurait perdu tout son plomb, il se serait alors retrouvé au début de la concordia et aurait alors évolué dessus à nouveau, cet intercept correspond donc à l’âge de réouverture du système donc du métamorphisme

Conclusion

Le principe de la concordia-discordia se fonde sur l’utilisation de deux couples U-Pb et permet de dater la cristallisation d’une roche magmatique mais aussi la réouverture du système isotopique par exemple par du métamorphisme.

Histoire geologique de la Téthys, de la Mesogée et de la Méditerranée

Tristan FERROIR — Mon, 20 May 2013 17:00:57 +0000

Voici un petit montage des différentes étapes ayant conduit à l’évolution de la Téthys, l’ouverture puis la mise en place de la Mésogée et enfin la formation de la Méditerranée telle que connue actuellement.

Cette histoire est très complexe et met en jeu de nombreuses subductions ainsi que des retraits de panneaux plongeants conduisant à des extensions en arrière des différentes zones de subduction. De même la notion de plaques tectoniques est parfois assez floue.

Cette animation donne les grandes étapes ainsi qu’une reconstitution de la paléogéographie de l’époque. Étant donné que les représentations sont schématiques, il y a des imprécisions parfois dans la localisation des phénomènes de même que dans les dates. Cependant, cela donne une idée globale de ce qui s’y passe.

Si vous repérez des erreurs, n’hésitez pas à m’en faire part!

Ce qu’il faut comprendre et retenir du δ18O (delta 18 O) en tant qu’indicateur paléoclimatique

Tristan FERROIR — Wed, 18 Jan 2012 19:36:01 +0000

Je vous propose ici de quoi faire le point sur l’utilisation du δ¹⁸O comme indicateur paléoclimatique. Beaucoup d’erreurs sont souvent commises là dessus… (Si vous en voyez dans l’article, n’hésitez pas à me le signaler)

Cet article est disponible en pdf

Comme de nombreux éléments sur Terre, l’oxygène existe sous la forme d’isotopes, c’est à dire un même élément mais dont le noyau atomique possède un nombre différents de neutrons. On a ainsi, pour l’oxygène, 3 isotopes : l’isotope 16 (8 protons, 8 neutrons) qui est le plus abondant, l’isotope 17 (8 protons, 9 neutrons) et l’isotope 18 (8 protons, 10 neutrons).

1 Le δ¹⁸O, qu’est-ce que c’est?

Le δ¹⁸O est un indicateur qui quantifie la quantité d’isotope 18 de l’oxygène par rapport à l’oxygène 16 dans un échantillon. Afin de pouvoir comparer les différentes valeurs de ce rapport, on choisit un standard qui fera office de référent universel. Ainsi, tous les rapports (¹⁸O)/(¹⁶O) seront comparés à un standard ce qui permettra ensuite de comparer les différentes valeurs entre elles.

En pratique, le δ¹⁸O est calculé à partir de la formule suivante après avoir mesuré le rapport (¹⁸O)/(¹⁶O) d’un échantillon par un spectromètre de masse :

Etant donné qu’on multiplie le résultat obtenu par 1000, le δ¹⁸O s’exprime donc en ‰ (pour mille). De façon simple, le δ¹⁸O quantifie donc la quantité d’isotope 18 de l’oxygène par rapport à l’oxygène 16. Si la quantité d’isotope 18 dans l’échantillon est importante, alors le numérateur est grand et donc le δ¹⁸O est élevé. Au contraire, s’il y a peu d’oxygène 18 dans l’échantillon, alors le numérateur est petit et le δ¹⁸O est donc faible.

2 Pourquoi y a-t-il des variations du δ¹⁸O?

A priori, quel que soit l’échantillon, il devrait y avoir toujours la même quantité d’oxygène 18 par rapport à l’oxygène 16 puisque dans les deux cas, il s’agit du même élément. Cependant, il existe une légère différence de masse à cause de la présence, pour l’oxygène 18 de 2 neutrons supplémentaires : l’oxygène 18 pèse donc plus lourd. Cette différence peut donc être à l’origine d’un fractionnement isotopique qu’on dit dépendant de la masse puisque du à cette différence de masse.

3 Qu’est-ce que le fractionnement isotopique et comment se produit-il?

Nous l’avons dit, étant donné la différence de masse entre les deux isotopes, ceux-ci ne vont pas avoir exactement la même réaction lors des processus physico-chimiques. Prenons un exemple : l’évaporation.

Si on considère un océan au-dessus duquel flottent des nuages, il y a des processus d’évaporation qui se produisent de l’océan vers les nuages et qui permettent leur formation. Etant donné que l’oxygène 18 est plus lourd que l’oxygène 16, l’oxygène 18 s’évapore moins facilement. En terme physique, il s’agit d’une différence d’énergie d’activation permettant la vaporisation. L’énergie necessaire à la vaporisation de l’oxygène 16 (en fait de l’eau contenant de l’oxygène 16) est plus faible que celle nécessaire à la vaporisation de l’oxygène 18 puisque la molécule d’H ₂ ¹⁶O est plus légère que celle d‘H₂ ¹⁸O. Comme cette énergie de vaporisation est plus faible, pour une même température, l’énergie de vaporisation d’H₂ ¹⁶O sera plus souvent atteinte que celle d’H ₂ ¹⁸O. Les nuages seront donc plus riches en H₂ ¹⁶O qu’en H ₂ ¹⁸O donc plus riches en oxygène 16 qu’en oxygène 18. Il se produit donc lors de l’évaporation un fractionnement isotopique au profit de l’isotope léger. A l’inverse, la condensation et donc les pluies seront plus chargées en oxygène 18 qu’en oxygène 16.

Ceci explique par exemple que les nuages ait un δ¹⁸O plus faible (comprendre plus négatif) que celui de l’océan puisqu’il y a moins d’oxygène 18 dans les nuages.

4 Pourquoi le δ¹⁸O varie-t-il avec la latitude?

Quand on regarde le trajet des nuages, ils vont globalement de l’équateur vers les pôles. Au niveau de l’équateur, ils se chargent en eau au cours de l’évaporation et l’eau des nuages a donc un δ¹⁸O plus négatif que celui de l’océan. Au fur et à mesure de leur migration vers les pôles, il va y avoir des précipitations qui vont donc appauvrir le nuage en oxygène 18 (puisque celui-ci précipite préférentiellement) : le δ¹⁸O des nuages devient donc de plus en plus négatif de l’équateur vers les pôles. Le δ¹⁸O varie donc avec la latitude.

Figure 1 La diminution du δ¹⁸O en fonction de la latitude s’explique par le déplacement des nuages et les précipitations.

5 Le δ¹⁸O des glaces peut être interprété comme un paléothermomètre

Nous avons vu que le δ¹⁸O variait avec la latitude. Pour pouvoir utiliser le δ¹⁸O comme un paléothermomètre, il faut donc toujours rester à la même laltitude et mesurer conjointement la température et le δ¹⁸O des précipitations neigeuses pour avoir une référence. C’est ce qui a été fait par Jouzel et collaborateurs aux pôles.

Figure 2 Relation entre le δ¹⁸O et la température au niveau des glaces.

La figure montre que lorsque la température augmente, le δ¹⁸O des glaces augmentent et inversement, lorsque la température diminue, le δ¹⁸O diminue. Il est très important pour expliquer cela de bien comprendre la figure suivante et son explication.

Figure 3 La figure majeure pour comprendre l’utilisation du δ¹⁸O comme paléothermomètre.

En période froide, l’évaporation est faible. Il y a donc essentiellement du 16O qui part dans les nuages. Le rapport entre le 16O et le 18O est donc très fort : il y a beaucoup de 16O par rapport au 18O. Ainsi, le δ¹⁸O des nuages est très faible. Quand le nuage arrive aux pôles, il n’a quasiment que du 16O à précipiter, le δ¹⁸O des glaces est donc très faible (très négatif)
En période chaude, l’évaporation est forte. Il y a donc toujours essentiellement du 16O qui part dans les nuages mais aussi du 18O (car l’énergie de vaporisation est plus facilement franchie quand il fait chaud). Donc, le nuage est plus chargé en 18O qu’en 16O pendant une période chaude que pendant une période froide. Ainsi, le δ¹⁸O du nuage en période chaude est plus élevé qu’en période froide. En arrivant au pôle, le nuage relargue du 16O mais aussi du 18O puisqu’il en contient. Ainsi, le δ¹⁸O de la glace sera donc plus élevé pendant la période chaude que pendant la période froide. Il en va de même pour le δ¹⁸O de l’atmosphère au dessus des pôles.

En utilisant le thermomètre isotopique de Jouzel et collaborateurs, on peut donc connaître à partir du δ¹⁸O des glaces, la température qui régnait à l’époque des précipitations au dessus des pôles. On fait l’interprétation que s’il fait plus froid aux pôles, alors il faisait plus froid sur Terre. On effectue cette mesure de δ¹⁸O sur une même carotte de glace pour être toujours à la même latitude et donc pour que notre mesure de δ¹⁸O ne renseigne bien que sur la température.

C’est ainsi qu’on obtient la fameuse courbe de variation de la température au cours du quaternaire.

Figure 4 La courbe du δ¹⁸O mesurée dans une carotte de glace du Groenland (GRIP) et du δ²H ou δD dans la carotte de Vostok en Antarctique. (Le δD fonctionne de la même façon que le δ¹⁸O.)

6 Le δ¹⁸O des foraminifères benthiques peut être interprété comme une indication du volume des glaces

Le δ¹⁸O des foraminifères ne renseignent pas sur la valeur absolue de la température comme peut le faire le δ¹⁸O des glaces.

Les foraminifères utilisent l’oxygène présent dans l’eau environnante dans la formation de leur test carbonaté. Ainsi, le δ¹⁸O des foraminifères dépend donc d’une part du rapport oxygène 18-oxygène 16 de l’océan ainsi que de la température de ce même océan. Pour s’affranchir de la température de l’océan, on utilise les foraminifères dit benthiques qui vivent sur le fond : la température y est constante et le δ¹⁸O de ces foraminifères benthiques ne dépend donc que du δ¹⁸O des océans.

Regardons à nouveau la figure 1↑. Lorsqu’un nuage se forme, il prélève préférentiellement du 16O par rapport au 18O. Ainsi, lorsque le nuage se forme, la quantité d’oxygène 18 dans l’océan augmente et donc son δ¹⁸O aussi. Maintenant, regardons attentivement la figure 3↑. En période froide, il y a peu d’évaporation. Donc, l’essentiel de l’oxygène 18 reste dans l’océan. Donc le δ¹⁸O de l’océan augmente. Donc, celui des foraminifères benthiques augmente aussi. Au contraire, en période chaude, il y a beaucoup d’évaporation. Il y a donc un fort prélèvement par les nuages de 18O. Donc le δ¹⁸O de l’océan diminue. Donc le δ¹⁸O des foraminifères benthiques diminuent aussi.

Ainsi, le δ¹⁸O des formanifères benthiques augmente lorsque la température diminue et le δ¹⁸O des formanifères benthiques diminue lorsque la température augmente. Pour autant, la valeur du δ¹⁸O ne donne pas de température. Il nous dit simplement si on était en période plus chaude ou plus froide. Le δ¹⁸O des foraminifères est en fait un indicateur de la quantité de glace présente aux pôles : si la période est froide, alors il y a beaucoup de glace aux pôles et donc l’essentiel de l’oxygène 16 est stocké dans la calotte de glace des pôles. Consécutivement, l’essentiel de l’oxygène 18 est présent dans les océans : le δ¹⁸O des océans est élevé, celui des foraminifères benthiques aussi.

7 Que retenir de tout ça?

Le δ¹⁸O est une mesure de la quantité d’oxygène 18 par rapport à la quantité d’oxygène 16.
Il existe un fractionnement isotopique entre l’oxygène 16 et l’oxygène 18 car ils n’ont pas la même masse.
Le fractionnement isotopique entre oxygène 16 e oxygène 18 est fonction de la température.
Le δ¹⁸O des glaces renseignent sur la température qu’il fait aux pôles : lorsque la température augmente, le δ¹⁸O augmente.
Le δ¹⁸O des foraminifères benthiques renseignent sur la quantité de glace stockée aux pôles : lorsque le δ¹⁸O augmente, cela signifie qu’il y a plus de glace aux pôles (car elle stocke l’isotope léger) et donc qu’il fait plus froid.

FIGURE POUR REPONDRE AUX DEUX COMMENTAIRES MONTRANT QUE LA TEMPERATURE EST LE FACTEUR ESSENTIEL DE VARIATION DU DELTA18O ET NON LES PRÉCIPITATIONS SAUF AU TRÈS BASSES LATITUDES

Poster documentaire sur la planète Mercure

Tristan FERROIR — Thu, 12 Jan 2012 19:44:18 +0000

J’avais précisé, à propos du poster sur la planète Mars, il y a quelques semaines que je ferai une planche pour chaque planète du système solaire. Voici celle de Mercure. Voilà une planche de synthèse tirée d’un cours pour les agrégatifs. J’en ferai un pour chaque planète plus d’autres sur quelques généralités dans le système solaire. Cliquer sur l’image pour l’obtenir en pleine résolution (3000 px de large).

Une nouvelle île apparait en Mer Rouge : une manifestation volcanique de la tectonique en divergence des plaques lithosphériques

Tristan FERROIR — Fri, 30 Dec 2011 18:03:48 +0000

La naissance de la nouvelle île

Une éruption a eu lieu dans la Mer Rouge en Décembre 2011. Des pêcheurs auraient vu des fontaines de lave allant jusqu’à 30m de hauteur le 19 décembre. des détections satellites ont observé des panaches le 20 et 22 décembre. Le satellite Aura de la NASA a pu détecter une quantité élevée de dioxyde de soufre indiquant une éruption.

Le 23 décembre, une nouvelle île était apparue. Les images satellites permettent de voir en plus un panache de fumée qui serait un mélange entre des cendres volcaniques et de la vapeur d’eau.

Cette activité volcanique est la conséquence de la divergence entre la plaque Arabique et la plaque Africaine. La Mer Rouge correspond au prolongement de la ride ouest indienne. Celle-ci entraîne la séparation entre le continent africain et l’Arabie.

La séparation entre ces deux plaques tectoniques va faire remontée le manteau qui va alors pouvoir fondre partiellement et donner du magma qui peut alors se retrouver en surface.

Comparaison avec une autre île volcanique située au milieu d’un océan : l’Islande

Comme proposé en commentaire, il peut être interessant de comparer cette situation à celle de l’Islande. En effet, l’Islande est aussi une île située en plein milieu de l’océan, ce qui pourrait être le cas de cette nouvelle île lorsque l’océanisation de la Mer Rouge sera complète. Le point important sur l’Islande est que celle-ci se situe d’une part sur une dorsale océanique mais d’autre part aussi à l’aplomb d’un point chaud, c’est à dire de matériel plus chaud que le manteau environnant et qui remonte des profonderus de la Terre (contrairement aux dorsales dont le matériel ne vient pas de plus de 200-300 km de profondeur contre 600 à 2900 km pour les points chaud selon les auteurs). Ainsi, l’Islande profite d’un double phénomène : la fusion partielle des roches due à la présence de la dorsale et celle due à la présence du point chaud.

Il est alors légitime de se poser la question quant à cette nouvelle île. Pour ceci, on fait appel à la tomographie sismique qui permettra d’imager des différences de vitesses entre les ondes sismiques mesurées et un modèle de référence selon la profondeur. On obtient donc une coupe de la Terre le long d’un profil.Si ces ondes vont plus vite, on interprétera cette anomalie de vitesse positive comme un matériel plus froid qu’on figurera en bleu. Si ces ondes sont ralenties, on l’interprétera comme un matériel plus chaud qui sera mis en évidence en rouge sur l’image de tomographie.

Si on compare la tomographie de l’Islande à gauche à la mer rouge à droite, on observe bien le point chaud au niveau de l’Islande. Par contre, au niveau de la mer Rouge, si on observe bien une remontée, les données sismiques ne permettent pas de trancher puisque les tomographies s’arretent vers 400km de profondeur. Cependant, selon les auteurs, il pourrait y avoir une sorte de super panache au dessous de la Mer Rouge c’est à dire une remontée de l’ensemble du manteau inférieur duquel partirait de plus petits panaches.

Les faciès métamorphiques d’Eskola et l’utilisation d’une grille pétrogénétique

Tristan FERROIR — Thu, 29 Dec 2011 15:43:19 +0000

Les roches sont constituées de plusieurs minéraux qui vont réagir différemment aux variations de pression et de température. Certains minéraux sont stables dans des conditions de pression et de température plus ou moins larges. Ainsi, une roche métamorphique peut être caractérisée par une association de minéraux tous stables dans les mêmes conditions p-T : c’est ce qu’on appelle la paragenèse. Ces minéraux ont cristallisé dans des conditions de pression et de température voisines. L’espace p-T existant sur Terre peut être découpé en sous ensembles plus petits appelés faciès métamorphiques qui ont été défini par Eskola à partir des roches basiques.
Il existe 4 grands types de chimie pour les faciès métamorphiques (roches de la séquence basique, roches dérivées de la séquence pélitique [~argileuses] ainsi que les séquences quartzo-feldspathiques et carbonatées mais qui ne sont que peu modifiées lors du métamorphisme). Les minéraux des paragénèses vont donc être distincts car la chimie de base est différente mais les faciès métamorphiques sont les mêmes puisque correspondant à des conditions p-T identiques.

Pour connaitre les conditions de pression et de température auxquelles ont été soumises ces roches, on utilise une grille pétrogénétique qui représente le positionnement des faciès métamorphiques dans l’espace pression température.

Afin de positionner ces roches dans cette grille p-T, on identifie les minéraux et grâce au tableau suivant, on peut déterminer le faciès dans lequel se trouve la roche qui a été métamorphisée. J’ai représenté quelques droites de réaction habituelles.

Faciès métamorphique	Métabasites	Métapélites
Faciès des zéolites	Légères recristallisations laumonite, analcime, heulandite, wairakite	argiles interstratifiées
Faciès à prehnite et actinote	prehnite, pumpellyite ± chlorite, albite, epidote	illite/muscovite, chlorite, albite, quartz
Faciès des cornéennes à hornblende	hornblende, plagioclase ± diopside	biotite, muscovite, cordierite ± chloritebiotite, muscovite, andalousite muscovite, andalousite, cordierite
Faciès des cornéennes à pyroxènes	clinopyroxène, orthopyroxène, plagioclase ± olivine, hornblende	cordiérite, andalousite, feldspath potassique
Faciès à lawsonite et à chlorite	lawsonite, albite, chlorite
Faciès à pumpellyite et actinote	pumpellyite, actinote
Faciès des schistes verts	albite, épidote, chlorite, actinote	chlorite, muscovite, albite (± biotite, paragonite, chloritoïde)
Faciès des amphibolites	hornblende, plagioclase ± grenat	cordiérite/grenat, sillicate d’alumine, biotite ± muscovite, feldspath potassique
Faciès des granulites	Basse pression : orthopyroxène + plagioclase Haute pression : grenat, clinopyroxène, quartz	Basse Pression : cordiérite, sillimanite, feldspath potassique Moyenne Pression : grenat, sillimanite, feldspath potassique Haute pression : grenat, disthène, feldspath potassique
Faciès des schistes bleus	glaucophane, lawsonite glaucophane, épidote, paragonite, quartz	phengite (micas blanc), disthène, chloritoide, talc, quartz ± grenat
Faciès des éclogites	omphacite/jadeite, grenat	talc, disthène, grenat, coésite

Voilà, maintenant vous pouvez facilement placer une roche dans la grille pétrogénétique.

Si vous souhaitez que je modifie la grille en rajoutant des réactions par exemple, où s’il y a des erreurs, comme, toujours, un commentaire sera le bienvenu!

Faciès métamorphiques

Métabasites

Métapélites

Faciès des zéolites

Légères recristallisations

laumonite, analcime, heulandite, wairakite

argiles interstratifiées

Faciès à prehnite et actinote

albite, prehnite, actinote chlorite

Faciès à prehnite et pumpellyite

prehnite, pumpellyite ± chlorite, albite, epidote

illite/muscovite, chlorite, albite, quartz

Faciès des cornéennes à hornblende

hornblende, plagioclase ± diopside

biotite, muscovite, cordierite ± chloritebiotite, muscovite, andalousitemuscovite, andalousite, cordierite

Faciès des cornéennes à pyroxènes

clinopyroxène, orthopyroxène, plagioclase ± olivine, hornblende

cordiéerite, andalousite, feldspath potassique

Faciès à lawsonite et à chlorite

lawsonite, albite, chlorite

Faciès à pumpellyite et actinote

pumpellyite, actinote

Faciès des schistes verts

albite, épidote, chlorite, actinote

chlorite, muscovite, albite (± biotite, paragonite, chloritoïde)

Faciès des amphibolites

hornblende, plagioclase ± grenat

cordiérite/grenat, sillicate d’alumine, biotite ± muscovite, feldspath potassique

Faciès des granulites

Basse pression : orthopyroxène + plagioclase

Haute pression : grenat, clinopyroxène, quartz

Basse Pression : cordiérite, sillimanite, feldspath potassique

Moyenne Pression : grenat, sillimanite, feldspath potassique

Haute pression : grenat, disthène, feldspath potassique

Faciès des schistes bleus

glaucophane, lawsonite

glaucophane, épidote, paragonite, quartz

phengite (micas blanc), disthène, chloritoide, talc, quartz ± grenat

Faciès des éclogites

omphacite, grenat

talc, disthène, grenat, coésite

Poster résumant l’ensemble des missions spatiales vers les différents objets du système solaire

Tristan FERROIR — Sun, 27 Nov 2011 09:57:12 +0000

Les dernières années ont été riches en missions spatiales atteignant leurs objectifs ou sur le point d’être lancé. On peut notamment citer Stardust (à laquelle j’ai eu la chance de participer, d’ailleurs, il faut que j’écrive une page dessus pour le site) vers la comète Wild 2, Dawn en route vers Vesta ou encore Curiosity qui vient de partir vers Mars. Ainsi, je vous propose ce poster synthétique qui résume le nombre de mission vers différentes planètes ou objet du système solaire soit l’histoire de l’exploration spatiale ces 50 dernières années.

Poster documentaire sur la planète Mars

Tristan FERROIR — Sun, 20 Nov 2011 11:39:20 +0000

Alors que le robot Curiosity va être lancé sur Mars, que sait-on de cette « soeur » de la Terre?Voilà une planche de synthèse tirée d’un cours pour les agrégatifs. J’en ferai un pour chaque planète plus d’autres sur quelques généralités dans le système solaire. Cliquer sur l’image pour l’obtenir en pleine résolution (4000 px de large)

Cours avancé en ligne sur les radiochronomètres et sur la radiochronologie pour prépa agreg SVT/SV-STU

Tristan FERROIR — Sat, 22 Oct 2011 17:14:53 +0000

Je mets ici en ligne un diaporama que j’avais réalisé pour les optants C de la prépa agreg de l’ENS Lyon sur le sujet spécifique : « Les radiochronomètres : choix, méthodes et limites d’utilisation ». Je ne reviens donc pas dans ce cours avancé sur le programme général comme la méthode Rb/Sr (sauf pour l’établissement d’âge modèle) , le U-Th-Pb et le carbone 14.

Ici il est question de méthode K-Ar (Potassium Argon), Ar-Ar (Argon-Argon), la méthode Plomb-Plomb (et la datation de la Terre par Patterson), les déséquilibres isotopiques : U-Th-Ra (série de déséquilibre de l’uranium) les isotopes cosmogèniques (Beryllium 10 et Neon 20) et sur les radioactivités éteintes.

Pour passer à la diapo suivante, cliquer sur le diaporama

Schéma de synthèse récapitulatif des grandes étapes de formation de la Terre du Big Bang à la formation des enveloppes terrestres

Tristan FERROIR — Sun, 16 Oct 2011 14:25:10 +0000

Voici un nouveau poster pédagogique avec une frise chronologique permettant de visualiser les grandes étapes de la formation de la Terre et de sa différenciation. J’y inclue aussi quelques données sur les météorites et sur l’évolution du Soleil.