Les dynamiques du domaine continental Fiche bac

I

Les caractéristiques de la lithosphère continentale

Il est nécessaire de distinguer la croûte continentale de la lithosphère continentale.

  • La croûte continentale est l'écorce externe de notre planète, constitutive des masses continentales. Elle se distingue de la croûte océanique par son épaisseur, sa composition minéralogique, sa densité, son âge, etc.
  • La lithosphère continentale est constituée de la croûte continentale et de la partie superficielle du manteau supérieur.
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La structure de la lithosphère continentale

A

La composition et la densité de la lithosphère continentale

La croûte continentale correspond à la partie supérieure de la lithosphère. Elle est séparée du manteau supérieur par le Moho ou discontinuité de Mohorovicic. Elle est formée de :

  • Granite : Le granite est une roche magmatique plutonique, c'est-à-dire qu'il est formé dans des plutons, il a de ce fait un refroidissement lent. Il a une structure grenue, c'est-à-dire que la roche est entièrement cristallisée. Elle est essentiellement composée de feldspaths (plagioclase et orthose), quartz, et mica noir (ou biotite) et parfois par des amphiboles.
  • Gneiss : Le gneiss est une roche métamorphique issue de la métamorphisation du granite, c'est-à-dire des transformations à l'état solide avec des modifications de température et de pression du milieu. il est également essentiellement composé de feldspaths, quartz et mica.
  • Roches sédimentaires : sur 2 à 3 km en surface, en fonction de la zone étudiée

Du fait de cette constitution, la croûte continentale a une densité moyenne de 2,7.

La partie supérieure du manteau supérieur, elle, est constituée de péridotite. Elle a une structure grenue, c'est-à-dire qu'elle est entièrement cristallisée. Sa densité moyenne est de 3,3.

B

Le principe de datation de la croûte continentale

Il est possible de mesurer l'âge de la croûte continentale. On peut la dater grâce à la datation absolue, qui s'appuie sur la radiochronologie (datation des roches grâce à l'utilisation des atomes radioactifs, ou isotopes, la composant).

Isotope

Les isotopes sont des atomes qui n'ont de différent que leur nombre de neutrons. Ils peuvent être radioactifs et se désintégrer en perdant un ou des neutrons et un ou des protons pour devenir un isotope fils plus stable.

À la fin de la cristallisation, appelée fermeture du système, le minéral a intégré un certain nombre d'isotopes radioactifs de différents éléments qui vont se désintégrer en isotopes fils, stables au cours du temps. Plusieurs couples d'isotopes peuvent être utilisés dans le cadre de la datation.

On utilise le couple rubidium/strontium pour dater les roches de la croûte continentale, et plus précisément :

  • Le \(\displaystyle{\ce{^{86}Sr}}\) qui est un élément stable.
  • Le \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}}\) qui est également un élément stable.
  • Le \(\displaystyle{\ce{^{87}Rb}}\), isotope père radioactif, qui va se désintégrer en \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}}\) fils stable.

Au temps 0, il y a un nombre fixe de \(\displaystyle{\ce{^{86}Sr}}\). Au fur et à mesure du temps, le \(\displaystyle{\ce{^{87}Rb}}\) père radioactif va se désintégrer en \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}}\) fils stable qui va augmenter le nombre de \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}}\) intégrés au temps 0.

Chaque minéral va intégrer un nombre différent d'isotopes, mais le rapport \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}/\ce{^{86}Sr}}\) sera toujours le même au temps 0. Par contre, au cours du temps, les rapports \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}/\ce{^{86}Sr}}\) et \(\displaystyle{\ce{^{87}Rb}/\ce{^{86}Sr}}\) vont varier.

On mesure donc ces rapports dans différents minéraux d'une même roche de façon à obtenir une droite des rapports \(\displaystyle{\ce{^{87}Sr}/\ce{^{86}Sr}}\) sur \(\displaystyle{\ce{^{87}Rb}/\ce{^{86}Sr}}\) (cette droite est nommée droite isochrone). On mesure la pente de cette droite de façon à obtenir l'âge de cette dernière selon la formule :

\(\displaystyle{t=\ln\left(a+1\right)/λ}\)

Avec :

  • a la pente de la droite
  • \(\displaystyle{λ}\) la constante de désintégration de l'élément radioactif (ici le rubidium;dans ce cas précis, λ = 1,42 10−11 an−1)
  • t le temps écoulé depuis la fermeture du système (donc l'âge de la roche considérée)
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Exemple de construction d'une droite isochrone afin de connaître l'âge d'une roche

On retrouve de la croûte continentale âgée de plus de 4 milliards d'années.

C

Le comportement de la lithosphère continentale

1

Le principe de l'isostasie

L'isostasie est basée sur le principe de la compensation du relief. Elle suit le principe d'Archimède. C'est-à-dire qu'un excès de masse en surface qui forme le relief sera compensé par un déficit de masse en profondeur qui formera la racine crustale. Cette racine crustale sera formée par de la croûte continentale moins dense que la péridotite du manteau.

Inversement, un déficit de masse en surface sera compensé par un excès de masse en profondeur avec disparition de la racine crustale.

Racine crustale

Une racine crustale est l'épaississement en profondeur de la croûte continentale sous les reliefs selon le principe de l'isostasie, elle est formée de croûte continentale.

Une chaîne de montagnes aura, par le principe de l'isostasie, une importante racine crustale pour compenser le relief en surface. De ce fait, la croûte continentale mesure entre 30 km de profondeur en plaine et 70 km de profondeur en zone montagneuse.

Ainsi, la lithosphère composée de la croûte et de la partie supérieure du manteau supérieur est en équilibre isostatique sur l'asthénosphère.

La lithosphère est limitée dans sa partie basse par la LVZ (Low velocity zone) qui se situe entre 100 et 200 km de profondeur et correspond à un isotherme de 1300°C.

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Modélisation de la structure de la lithosphère continentale grâce au principe de l'isostasie
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Les indices de l'épaississement crustal

La formation d'une chaîne de montagnes s'effectue par une compression importante des lithosphères de deux plaques continentales en collision. Cette compression aboutit à un raccourcissement et un épaississement des croûtes, cela entraîne la formation d'un relief. Ces phénomènes appliqués à des roches rigides se traduisent par des indices tectoniques (étude des structures géologiques à l'échelle kilométrique) ou pétrographiques (étude des roches).

Les indices tectoniques de l'épaississement de la croûte sont :

  • Les plis
  • Les failles inverses
  • Les chevauchements qui se forment grâce aux failles inverses, entraînant l'apparition d'un contact anormal ou discordance (un terrain plus ancien va recouvrir un terrain plus jeune)
  • Les nappes de charriages qui sont des chevauchements se produisant sur des dizaines de kilomètres

La pétrologie est la science des roches et de leur formation. Au cours de la compression des roches, les conditions de pression et de température changent et entraînent un métamorphisme (modification de la composition des roches à l'état solide) des roches.
On retrouve donc dans les chaînes de montagnes des indices pétrographiques de l'épaississement de la croûte :

  • Des gneiss formés par métamorphisme des granites. Les modifications de pression et de température ont entraîné l'apparition d'une foliation, c'est-à-dire une alternance de lits sombres et de lits clairs. Parfois, les conditions de température et de pression sont telles que les roches vont entrer en fusion partielle. Dès que la fusion commence, on ne peut plus parler de métamorphisme.
  • Des migmatites formés par anatexie, c'est-à-dire la fusion partielle d'une roche métamorphique (ici le gneiss). On retrouve à l'intérieur de la roche une association de lits clairs et de lits sombres, ainsi que des lentilles de granites qui proviennent de la fusion partielle des éléments les moins réfractaires du gneiss.
  • Des granites d'anatexie formés par fusion complète du gneiss puis sa recristallisation.
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Modifications pétrographiques lors de la collision
II

L'orogénèse ou la formation des chaînes de montagne

A

La présence d'un domaine océanique dans les chaînes de montagne

Dans les chaînes de montagnes actuelles, des éléments géologiques présents dans les océans sont retrouvés. Ces structures sont les marges passives et les ophiolites.

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Les marges passives, vestiges de l'océanisation

Les marges passives sont des structures géologiques constituées de granite, elles sont présentes actuellement sur les bordures de certains océans. Ce granite est recoupé par des failles normales formant des blocs basculés. Associées aux blocs basculés, on retrouve des séries sédimentaires.

Il existe trois types de sédimentation :

  • La sédimentation pré-rift (ou anté-rift), constituée de roches sédimentaires déposées en couches parallèles, qui se mettent en place lors de l'amincissement crustal. Cette sédimentation se poursuit durant le basculement des blocs.
  • Ce phénomène entraîne une sédimentation en éventail qualifiée de sédimentation syn-rift.
  • Elle se poursuit par la sédimentation post-rift recouvrant la sédimentation en éventail lors de l'apparition de la croûte océanique. Cette sédimentation particulière est normalement mise en place lors de l'ouverture d'un océan. Comme elles se retrouvent aujourd'hui dans les chaînes de montagne, elles sont la marque qu'une océanisation a précédé la formation des montagnes.
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La formation d'une marge passive
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Les ophiolites, vestiges d'une ancienne croûte océanique

La lithosphère océanique se forme au niveau des dorsales océaniques. Elle est composée de sédiments d'une épaisseur variable selon la distance à la dorsale, de basaltes en coussins et en filons, de gabbros sur les 5 km les plus profonds et de péridotites appauvries (résidus de formation des magmas formant les basaltes et les gabbros). Ces roches sont caractérisées par du pyroxène, de l'olivine et du feldspath plagioclase.

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Structure d'une ophiolite

Sur certains massifs montagneux, on retrouve aujourd'hui, ces ophiolites qui sont des vestiges d'une ancienne croûte océanique qui a subit l'obduction. Ceci est un second argument mettant en évidence qu'un processus d'océanisation a précédé la formation d'un massif montagneux.

B

L'histoire de la fermeture océanique au travers de l'histoire d'un gabbro

Avec le temps, la lithosphère océanique va s'éloigner de la dorsale. Au cours de ce processus, la lithosphère se refroidit, s'épaissit et s'hydrate lors de l'hydrothermalisme. Les roches subissent un métamorphisme de basse pression/basse température. Afin de comprendre les changements induits par le métamorphisme, on s'intéresse aux changements se produisant sur le gabbro.

Les gabbros passent par plusieurs états de stabilité : le faciès amphibolitique, caractérisé par de la hornblende, le faciès schiste vert caractérisé par de l'actinote, l'épidote et de la chlorite. Afin de fabriquer ces deux roches, le gabbro doit subir une hydratation.

  • Avec l'éloignement, la lithosphère océanique va s'épaissir et sa densité va croître. Cette densité va devenir plus importante que la densité de l'asthénosphère. La lithosphère va alors plonger dans l'asthénosphère lors d'un phénomène appelé subduction.
  • Les gabbros passent par le faciès schiste bleu caractérisé par de la glaucophane et enfin un faciès éclogite caractérisé par de la jadéite et du grenat. Au cours de ce processus, les roches subissent une déshydratation.

Les changements métamorphiques que vont subir les gabbros mais aussi les basaltes vont entraîner la formation de métabasaltes et de métagabbros.

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Le diagramme Pression − Température d'un gabbro

III

La production de nouveaux matériaux au niveau de la croûte continentale

Lors de l'éloignement de la lithosphère océanique de la dorsale :

  • Les roches présentes dans le faciès amphibolite et schiste vert vont s'hydrater.
  • Au contraire, les roches présentes dans le faciès schiste bleu et éclogite vont se déshydrater. Cette déshydratation de la plaque plongeante sera au final responsable de la création de nouvelles roches.
A

Origine du volcanisme de la plaque chevauchante

Les roches entrent en fusion partielle quand les conditions de pression et de température dépassent le solidus de cette roche. La fusion est complète quand ces conditions dépassent le liquidus. Quand la roche est hydratée, le solidus est diminué, ce qui signifie que la fusion partielle se produit à une température plus faible, on parle alors de solidus hydraté.

Au cours de la subduction, par les différents métamorphismes, les roches de la plaque subduite hydratées se déshydratent. L'eau migre et vient hydrater les péridotites formant le manteau supérieur de la plaque chevauchante. L'hydratation des péridotites fait baisser leur température de fusion partielle et leur permet d'entrer en fusion partielle dans les conditions de pression et de température présentes dans la plaque chevauchante.

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Mécanisme permettant l'entrée en fusion de la péridotite

B

Les caractéristiques du magmatisme des zones de subduction

Le magma formé est visqueux, car riche en silice. Du fait qu'il soit trop visqueux, il va former des obstacles au bon écoulement de la lave. Le magma va alors se dégazer, les gaz vont s'accumuler, et quand la pression sera trop forte le volcan explosera, ce qui sera à l'origine de nuées ardentes (gaz, petits blocs et cendres à haute température).

  • S'il refroidit en profondeur, le refroidissement sera lent, il forme des plutons de granitoïdes (comme la diorite) qui enrichissent la croûte continentale en roches issues du magma du manteau.
  • S'il parvient à la surface, il est à l'origine d'un volcanisme explosif, caractérisé par des explosions avec nuées ardentes et laves visqueuses, avec libération d'une grande quantité de vapeur d'eau. Cela entraînera la formation de roches microlitiques comme des andésites et des rhyolites. Ces roches sont obtenues par un refroidissement rapide des magmas.

Que les roches formées soient plutoniques ou volcaniques, elles sont fortement hydroxylées (groupement \(\displaystyle{\ce{OH}}\) ). Cela confirme que c'est la plaque plongeante qui a hydraté la péridotite.

Ce volcanisme crée :

  • Des arcs insulaires si la plaque chevauchante est océanique, comme par exemple aux Petites Antilles.
  • Des chaînes de volcans continentaux si la plaque chevauchante est continentale, comme par exemple la Cordillère des Andes.
IV

La collision : la rencontre de deux plaques continentales

Une fois que la lithosphère océanique a entièrement plongé, le mouvement de convergence induit provoque la rencontre de deux lithosphères continentales. À la fin de la subduction océanique, se produit une courte subduction continentale. Cette subduction continentale est caractérisée par un métamorphisme de très haute pression/basse température. Ce métamorphisme est à l'origine de la formation de la coésite qui est la forme haute pression du quartz. Les expériences montrent que la lithosphère continentale a plongé vers les 90 km de profondeur. Il est possible de retrouver aussi du diamant, cela marque une profondeur d'enfouissement de la lithosphère continentale approchant les 120 km.

L'affrontement de deux croûtes continentales est à l'origine de la croissance des chaînes de montagnes. Cette élévation d'altitude est appelée surrection.

Au final, on connaît le mode de formation des chaînes de montagnes grâce aux indices laissés par l'ancienne subduction océanique et la collision, ancienne ou en cours.

Les indices pétrographiques laissés par l'ancienne subduction océanique sont :

  • Des roches appartenant à l'ancien plancher océanique qui ont été obduites : les ophiolites.
  • Des roches témoignant du métamorphisme de la plaque subduite : des métagabbros de faciès schiste vert, schiste bleu et éclogite qui sont remontées à la surface à cause des phénomènes compressifs.
  • Des roches témoignant d'un épaississement de la plaque chevauchante. Cela a modifié les conditions de température et de pression, il y a eu formation des migmatites et des granites d'anatexie.

Les indices tectoniques de la collision sont liés aux contraintes compressives qui ont entraîné un raccourcissement de la croûte :

  • Des plis formés en profondeur
  • Des failles inverses formées en surface
  • Des chevauchements, qui créent une structure de la croûte en écailles
  • Des nappes de charriage où un ensemble de couches se déplace sur plusieurs kilomètres en discontinuité sur d'autres couches
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La formation d'une chaîne de montagnes

V

La disparition des chaînes de montagnes

A

Comparaison entre les chaînes anciennes et récentes

La comparaison d'un massif ancien comme le Massif central et un massif récent comme les Alpes permet de mettre en évidence des différences notables entre les deux massifs ainsi qu'une chronologie.

Tout d'abord, les chaînes de montagnes récentes sont caractérisées par des reliefs élevés, des pentes abruptes et une racine crustale profonde.

Au cours du temps, les reliefs vont diminuer,ce qui aura pour conséquence un réajustement isostatique. De ce fait, on retrouvera à l'affleurement des roches formées en profondeur. Dans les massifs anciens, on retrouve des roches plutoniques et métamorphiques et un Moho proche du fait de la diminution de la racine crustale. De plus, les pentes des montagnes sont plus douces.

B

Les mécanismes responsables de l'érosion

Les chaînes de montagnes sont soumises à des phénomènes physiques, chimiques et tectoniques qui dégradent le relief : ces phénomènes sont responsables de l'érosion.

  • L'altération mécanique ou physique : sous l'effet de l'eau de ruissellement et de pluie, qui passe de l'état liquide à l'état solide, les roches se fissurent et se cassent. Les fissures par lesquelles l'eau va pénétrer sont appelées diaclases (fissures créées par l'eau dans les roches). Ce phénomène est appelé altération mécanique (ou altération physique). Les glaciers jouent aussi un rôle très important car, lors de leur déplacement, ils vont polir la roche et la dégrader pour former de fines particules minérales.
  • L'altération chimique est l'hydrolyse des roches par l'eau qui s'infiltre dans les diaclases. Les roches fragmentées et ameublies sont transportées par les eaux de ruissellement en direction des océans ou des bassins sédimentaires. Les roches les plus imposantes sont transportées moins rapidement que les plus petites, en d'autres termes plus la force du courant sera importante plus les roches pouvant être transportées seront grosses.
  • Les phénomènes tectoniques et l'érosion : au sein des massifs montagneux, on retrouve des failles normales qui sont le reflet d'épisodes distensifs. À l'intérieur de ces failles, l'eau vient s'insinuer ce qui favorise l'altération chimique et mécanique. On parle d'effondrement gravitaire lorsque le relief s'effondre sous son propre poids, en suivant les anciennes lignes de fractures (anciennes failles inverses qui "rejouent" en tant que failles normales).
C

Le rééquilibrage isostatique

Au fur et à mesure de l'érosion, la croûte continentale perd de sa masse. Elle s'enfonce donc moins dans l'asthénosphère. L'érosion s'accompagne par conséquent d'une remontée de la lithosphère par rééquilibrage isostatique. Une perte de matériel influe à la fois sur la hauteur du massif montagneux et sa profondeur, ce dernier va remonter en compensant la perte de masse, d'où l'impression de lenteur de l'érosion.