Cours TS le domaine continental et sa dynamique 1 LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE 0. Introduction 0.1 Nous allons étudier le domaine continental dans le cadre d un modèle accepté et éprouvé : la tectonique des plaques. Document : structure du globe terrestre dans les deux nomenclatures Document : Schéma-bilan du fonctionnement d une cellule de convection mantellique La Terre est constituée de plusieurs enveloppes rocheuses concentriques : de la surface vers le centre, on rencontre successivement la croûte, le manteau, le noyau externe, le noyau interne ou graine. La croûte terrestre forme avec la partie superficielle du manteau des plaques lithosphériques qui sont animées de mouvements horizontaux par rapport à la partie du manteau située immédiatement au-dessous : l asthénosphère. L asthénosphère est constituée de roches ductiles dont le comportement est proche de celui d un fluide à l échelle des temps géologiques. C est ce comportement ductile qui rend le mouvement possible. Le mouvement est provoqué par un énorme flux d énergie d origine profonde qui met en mouvement des cellules de convection au moins dans les 700 premiers Km de l épaisseur du manteau (modèle «deux couches) et peut-être jusqu à 2900 Km de profondeur (modèle «une couche»). La vitesse de ce mouvement est de l ordre de quelques centimètres par an. Ce mouvement est notamment responsable du renouvellement de la croûte océanique, formée entre les plaines abyssales par le refroidissement des magmas au niveau des dorsales océaniques, et détruite lors de sa subduction dans les marges actives. La conséquence de ce renouvellement est que l âge de la croûte océanique dépasse rarement 180 Millions d années, ce qui est relativement jeune par rapport à l âge de la Terre (4,6 milliards d années) 0.2 Le domaine continental présente des particularités marquées que nous nous donnons pour objectif d expliquer La croûte terrestre est l enveloppe rocheuse la plus superficielle de la Terre. C est aussi la mieux connue. Les roches présentes à l affleurement, en surface, présentent une très grande diversité car il s agit souvent de roches sédimentaires formées par dépôt de particules. La nature de ces roches dépend donc du type de particules présent localement et des conditions de dépôt, ce qui explique la diversité de cette couverture sédimentaire, parfois épaisse de plusieurs kilomètres. Sous la couverture sédimentaire, dans les roches magmatiques qui forment la partie profonde plus homogène de la croûte appelée socle, la diversité est moindre et l on distingue nettement deux types de croûte : la croûte océanique et la croûte continentale. Document : tableau comparatif des caractéristiques des croûtes continentale et océanique. Obtenu dans l activité T1
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 2 Les caractéristiques de la croûte océanique sont principalement le résultat des conditions particulières de sa formation sur l axe des dorsales. À cet endroit le matériel chaud qui monte vers la surface connaît une baisse de pression alors que sa température reste très élevée, c est ce qui provoque la fusion partielle des roches du manteau : 15% du matériel rocheux concerné passe en phase liquide ou magma. Ce type de magma forme par refroidissement les basaltes océaniques et les gabbros qui constituent l essentiel de la croûte océanique, et qui ont la même composition chimique que le magma, riche en éléments fusibles bien sûr mais aussi relativement riche en éléments réfractaires à la fusion comme le magnésium. Or la croûte continentale est constituée d autres roches magmatiques, dont la composition moyenne est celle d un granite, qui contient davantage de silice (SiO 2 ) que les roches de la croûte océanique, et beaucoup moins voire pas du tout d éléments réfractaires comme le magnésium. De plus, l âge des roches qui forment le socle de la croûte continentale est très varié, allant de -4,4Ga à la période actuelle, et dépasse fréquemment l âge maximal de la croûte océanique (180 Ma). Ces âges ont pu être obtenu grâce à la méthode de datation absolue par radiochronologie. Document : la méthode de datation par radiochronologie (exemple du couple rubidiumstrontium) Afin d expliquer toutes ces différences, nous étudierons d abord le mécanisme de la formation de la croûte continentale pour expliquer ses caractéristiques. Puis, nous étudierons les mécanismes qui font évoluer la croûte continentale au cours du temps : formation et disparition des chaînes de montagne, mobilité verticale et horizontale 1. La subduction et la formation de la croûte continentale Afin d étudier la formation de la lithosphère continentale, nous devons d abord revenir sur le phénomène de subduction de la lithosphère océanique étudié en 1 ère S. Il s agit du plongement de la lithosphère océanique dans le manteau asthénosphérique, sous une autre plaque lithosphérique qui peut être continentale ou océanique. Ce plongement se produit à la frontière entre deux plaques de nature différente ayant un mouvement relatif : une marge active. 1.1 Des roches magmatiques continentales dans les zones de subduction Les marges actives où se déroule la subduction de la lithosphère océanique sont le lieu d un volcanisme très intense. De nombreux volcans sont alignés au-dessus du plan de Wadachi-Bénioff, parallèlement à la limite de plaques. Il s agit le plus souvent de volcans explosifs, dont les éruptions violentes projettent des nuées ardentes, des aérosols constitués de gaz volcaniques, de cendres et de blocs rocheux de tailles variées portés à plusieurs centaines de degrés Celsius. Ce volcanisme produit d importantes quantités de roches. Les roches volcaniques issues du refroidissement des laves sont très variées: andésite, dacite, rhyolite etc Elles sont plutôt acides, c est à dire plus riches en silice que les roches du plancher océanique. La silice SIO 2 représente en effet généralement de 53 à plus de 70% de la masse de la roche. Les roches plutoniques qui se forment en profondeur
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 3 dans les mêmes régions sont des granitoïdes, de composition chimique identique à celle des andésites. Par ailleurs, les roches volcaniques et plutoniques des zones de subduction contiennent très peu d éléments réfractaires comme le magnésium (souvent moins de 1% d oxyde de magnésium). Ces roches présentent donc des compositions chimiques comparables à celle d un granite. Conclusion : le type de magmatisme particulier des zones de subduction produit une famille de roches chimiquement proches : les roches de la croûte continentale. Pour expliquer les particularités de ce magmatisme, nous devons étudier le contexte dans lequel il se produit. Nous commencerons par étudier les causes de la subduction de la lithosphère océanique, puis le lien entre les conditions particulières de la subduction et le magmatisme. Document : tableau de comparaison de roches magmatiques océanique et de roches magmatiques continentales des zones de subduction (structure, composition chimique, densité). 1.2 Les causes de la subduction 1.2.1 Cas d une subduction passive Les dorsales océaniques sont des zones de divergence. Après sa formation, la jeune lithosphère océanique s éloigne de la dorsale. Elle flotte sur l asthénosphère comme un glaçon à la surface de l eau car la densité de la jeune lithosphère est inférieure à celle de l asthénosphère qui la porte. En s éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s hydrate grâce à des circulations hydrothermales. Les péridotites du manteau asthénosphérique situées sous cette lithosphère se refroidissent également à son contact. Ce refroidissement modifie leur propriétés : elles cessent de faire partie de l asthénosphère pour venir épaissir la lithosphère. La lithosphère gagne ainsi une semelle de manteau lithosphérique froid et plus dense que l asthénosphère (d = 3,3 contre 3,25 pour l asthénosphère), dont l épaisseur dépend directement de l âge de la lithosphère océanique selon la loi e = 9,2 t (e = épaisseur du manteau lithosphérique, t = âge de la lithosphère océanique). Des sédiments océaniques se déposent sur l asthénosphère et augmentent encore son épaisseur, mais pas sa densité. La densité globale de la lithosphère augmente au cours de son vieillissement : à partir d un certain âge, la lithosphère devient plus dense que l asthénosphère qui la supporte, ce qui rompt son équilibre et provoque la subduction. Cette rupture survient en générale quand l âge de la lithosphère atteint environ 180 Ma. Remarque : En réalité, ce plongement se produit lorsque la densité de la lithosphère océanique est nettement supérieure à celle de l asthénosphère, car, pour plonger, il lui faut aussi vaincre une résistance mécanique importante. Conclusion : dans une subduction passive, le plongement de la lithosphère océanique est provoqué par son refroidissement qui déclenche son épaississement et l augmentation de sa densité. Dans ce cas, le plan de Wadachi-Bénioff est très incliné.
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 4 1.2.3 Cas d une subduction forcée Dans certains cas, la lithosphère plongeante est encore relativement jeune et moins dense que l asthénosphère, et ce sont des contraintes tectoniques qui l obligent à plonger. C est alors une subduction forcée. Dans ce cas le plan de Wadachi-Béniof est peu incliné. 1.3 Le magmatisme de subduction fabrique la croûte continentale Le scénario général de la formation d une roche magmatique est le suivant : une roche (la roche-mère) fond et forme un magma. Le magma refroidit et cristallise lentement en profondeur pour former des roches plutoniques entièrement cristallisées (structure grenue), ou bien il parvient en surface, se dégaze et devient de la lave qui solidifie rapidement pour former des roches volcaniques qui ne sont pas entièrement cristallisées (structure vitreuse ou microlitique). Mais la roche-mère contient différentes espèces chimiques qui ne passent pas en phase liquide dans les mêmes conditions de pression et température. Si le taux de fusion partielle est très faible, le magma contiendra presque uniquement les éléments les plus fusibles comme la silice. En revanche, si le taux de fusion partielle est plus important, le magma s enrichira en espèces chimiques plus réfractaires comme l oxyde de magnésium MgO. Il est donc important de connaître les conditions de la fusion partielle dans les zones de subduction pour expliquer la composition du magma dans les zones de subduction et les roches qui peuvent se former à partir de ce magma. Document : diagramme pression-température et fusion partielle des péridotites Dans les conditions de pression-température du géotherme de subduction, les principales roches-mères, les péridotites du manteau, sont à l état solide, et il n y a pas de fusion. Mais des études expérimentales dans des presses à enclume de diamant montrent que les péridotites peuvent fondre partiellement si elles sont hydratées. Or la lithosphère océanique restitue de l eau au cours de la subduction. Sous l effet de l augmentation de pression, des réactions chimiques modifient notamment les associations de cristaux des gabbros océaniques et produisent de l eau. Ces réactions modifient la manière dont les espèces chimiques sont assemblées dans la roche, mais elles sont isochimiques : elles ne modifient pas la composition chimique de la roche (en négligeant les pertes d eau) et se produisent à l était solide sans fusion : on parle de métamorphisme pour désigner ce type de réactions, qui produisent des roches dites métamorphiques. Document : histoire d un gabbro océanique Donc, le métamorphisme des roches de la lithosphère océanique plongeante produit de l eau ; cette eau hydrate les péridotites du manteau qui se trouvent à proximité et provoque leur fusion partielle. Cette fusion se produit entre 80 et 120 Km de profondeur dans toutes les zones de subduction, car c est à cette profondeur que la production d eau par le métamorphisme est la plus importante.
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 5 Lorsque la fusion survient dans ces conditions, le taux de fusion partielle est d environ 10% contre 15 à 20% à l axe des dorsales ; c est la raison pour laquelle les magmas qui se forment ainsi sont plus riches en silice et plus pauvres en éléments réfractaires que les magmas des dorsales. Cette richesse en silice est à l origine du volcanisme explosif. En effet la silice contribue très fortement à rendre la lave visqueuse. Lorsque la lave est visqueuse, elle forme des bouchons dans les cheminées volcaniques et les gaz volcaniques issus du dégazage des magmas s accumulent sous ces bouchons. La pression des gaz finit par provoquer la rupture brutale du bouchon avec projection de nuées ardentes et de débris du bouchon pulvérisé : les scories et les cendres. 1.4 Une diversité de roches continentales Lors du refroidissement progressif du magma, les espèces chimiques s assemblent plus rapidement pour former certains cristaux que d autres. Ce phénomène est appelé cristallisation fractionnée. Ainsi, les cristaux les plus pauvres en silice cristallisent les premiers (Olivine, Pyroxène). Cela fait encore augmenter la proportion de silice dans le magma résiduel. De plus la chaleur du magma peut parfois faire fondre la croûte continentale à son contact. La fusion partielle de ces roches continentales riches en silice fait encore augmenter la proportion de silice du magma résiduel. Ces deux mécanismes sont à l origine d une diversité de magmas tous riches en silice à des degrés divers. Document : la cristallisation fractionnée En refroidissant en profondeur, ces magmas deviennent des granitoïdes, famille de roches proches du granite, de densité moyenne 2,7, riches en silice comme le montre la présence fréquente de quartz (silice pure cristallisée) : ce sont les roches qui forment l essentiel de la croûte continentale. En refroidissant en surface, les laves issues de ces magmas deviennent des roches volcaniques très variées, également riches en silice (andésite, dacite, rhyolite). 1.5 Bilan : l accrétion continentale et sa dynamique Donc, les roches de la croûte continentale sont issues du magmatisme de subduction. La formation de croûte continentale par ce mécanisme est l accrétion continentale. Le magmatisme de subduction par hydratation des péridotites, très particulier, est à l origine de la composition chimique et de la densité de la croûte continentale, différentes de celles de la croûte océanique qui est issue d un autre type de magmatisme. On pense aujourd hui que le magmatisme de subduction aurait d abord été à l origine de la formation de micro-continents 1. Ces microcontinents se seraient progressivement assemblés en continents et supercontinents dans un processus qui a connu sa phase la plus intense autour de -2Ga. Aujourd hui, l accrétion continentale dans les zones de subduction est compensée au moins en partie par la destruction de lithosphère continentale due à l érosion et la collision (voir chapitre 2) 1 La terre étant plus chaude à cette époque, la magmatisme de subduction était différent, et c est le basalte de la lithosphère plongeante qui subissait la fusion partielle sans apport d eau.
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 6 2. Origine et évolution des chaînes de montagnes intracontinentales La présence de grandes chaînes de montagnes intracontinentales est l une des caractéristiques majeures de la croûte continentale. Nous allons étudier la partie franco-italienne de la chaîne des Alpes pour comprendre comment se forment ces chaînes de montagnes, et nous verrons que leur formation résulte de la mobilité horizontale de la lithosphère. 2.1 Récolte des indices du passé d une chaîne de montagne 2.1.1 Des indices de la présence d un ancien océan On trouve au cœur des Alpes une association de roches très particulière appelées les ophiolites. La série ophiolitique comprend : Ø (parfois) des sédiments marins profonds comme les radiolarites qui se forment à plus de 4000m de profondeur Ø un complexe volcanique basique de laves en coussins (= pillow lavas ) Ø un complexe filonien composé de filons verticaux collés les uns aux autres Ø un complexe gabbroïque, lité dans sa partie inférieure, isotrope au-dessus Ø un complexe de roches du manteau très pauvres en silice (ultrabasiques) constitué de péridotites de type harzburgite, lherzolite, dunite en proportions variables Cette succession de roches ne se forme actuellement qu à l axe des dorsales. Elles sont donc le vestige d un plancher océanique qui a existé avant d être porté en altitude dans la chaîne de montagnes. Cet ancien océan est appelé l océan ligure. 2.1.2 Des indices de l ouverture d un ancien océan On trouve également dans les Alpes des blocs de socle continental basculés et séparés par des failles normales qui témoignent d une extension horizontale de la croûte. Ces blocs basculés correspondent à une marge passive. Ils sont les vestiges d un rift continental, qui a été la première étape de l ouverture de l océan ligure. Les sédiments syn-rift et post-rift présents sur les blocs basculés permettent de dater l ouverture de cet océan à 180 Ma (début du jurassique). L océan aurait ensuite été en expansion jusqu à 120 Ma (milieu du crétacé). 2.1.3 Des indices de la fermeture d un ancien océan par subduction Dans les roches du massif du Queyras se trouvent des roches appelées schistes lustrés riches en glaucophane et des éclogites riches en grenat. Ces roches sont d anciens gabbros métamorphisés. Elles sont le résultat de la transformation des gabbros de la croûte océanique par le métamorphisme HP BT caractéristique des zones de subduction. La présence de ces roches indique que le plancher de l océan liguro-piémontais, après une période d équilibre, aurait disparu progressivement par subduction entre - 80 et -60 Ma Ma (fin du Crétacé). Cette subduction aurait permis un rapprochement
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 7 des marges continentales de l océan par un mouvement opposé des plaques : un mouvement de convergence. L entrée en contact de deux plaques continentales convergentes est la collision. Une partie de la lithosphère océanique s est cependant trouvée charriée en surface sur la lithosphère continentale. Elle a subit ce que l on appelle une obduction. Remarque : dans le cas des Alpes, on retrouve peu de traces du magmatisme de subduction. Mais il est possible qu une telle subduction ait laissé dans la croûte continentale des roches plutoniques et volcaniques riches en silice comme l andésite, la granodiorite ou la rhyolite. Ces roches contiennent fréquemment des cristaux de quartz. 2.1.4 Des indices de collision dans la couverture sédimentaire On trouve dans les Alpes de nombreuses déformations des couches sédimentaires (ou strates) superficielles : Ø Failles inverses : fracture et déplacement relatif de deux blocs dans lequel le bloc situé au-dessus du plan de faille s élève par rapport à l autre ; une faille qui joue en faille inverse témoigne d une compression horizontale Ø Plis (exemple du grès du Champsaur) : ondulation dans les strates Ø Chevauchements et charriages (nappe de charriage de l Embrunnais) : contacts anormaux dans lesquel une série de strates vient recouvrir une strate plus récente Ces structures géologiques témoignent d une compression horizontale de la couverture sédimentaire de la croûte continentale. La couverture sédimentaire, plus souple que le socle qui se trouve en-dessous, se déforme avec une certaine élasticité. Ce type de déformation, appelé tectonique de couverture, est marqué par la présence de plis. Dans la partie Franco-Italienne des Alpes, la tectonique de couverture témoigne donc d une compression orientée de l Est vers l Ouest. Une telle compression est le résultat direct de la collision des marges continentales de l ancien océan suite à un déplacement horizontal des plaques (ici la plaque Africaine qui pivote vers le Nord- Ouest), dont le moteur est la convection mantellique. Cette collision aurait eu lieu entre -35 et -5 Ma (époques Oligocène et Miocène). 2.1.5 Des indices de collision dans le socle Dans les Alpes franco-italiennes, la croûte continentale présente une altitude élevée : c est le massif le plus élevé d Europe avec quelques dizaines de sommets au-dessus de 4000 m (point culminant : le Mont Blanc, 4807 m). Par ailleurs des profils sismiques montrent que le Moho s enfonce sous les alpes jusqu à plus de 60 Km de profondeur : c est la racine crustale de la chaîne de montagnes. Il y a donc un épaississement vertical de la croûte continentale qui passe de 30 à près de 70 Km d épaisseur. Les études sismiques montrent également que sous la chaîne de montagne, les roches magmatiques du socle de la croûte continentale forment un important empilement d écailles séparées par des failles inverses et appelé prisme crustal, dont la partie inférieure forme la racine crustale de la chaîne de montagnes. Ce type de déformation sans souplesse et cassant, marqué par les failles inverses, est appelé tectonique de socle.
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 8 Le prisme crustal atteste d un raccourcissement horizontal de la croûte résultant d une puissante compression d est en ouest. Les conclusions de l étude des déformations de la couverture se trouvent donc confirmées. 2.1.6 Le métamorphisme témoin d une subduction partielle de la croûte continentale À l Est du massif du Queyras, au mont Viso (massif cristallin interne italien) se trouvent des fragments de croûte continentale métamorphisée contenant de la coésite. Ce minéral est la forme de haute pression du quartz, son domaine de stabilité correspond à des profondeurs supérieures à 80 Km et à des pressions très élevées. Il résulte donc d un métamorphisme dit UHP (ultra haute pression). Ce métamorphisme UHP témoigne de la subduction d un pan de croûte continentale sous un autre. La datation des coésites indique que la subduction continentale aurait duré de -60 à -35 Ma (époque Paléocène - Éocène). Une partie de ces roches continentales sont ensuite charriées vers la surface et subissent alors un métamorphisme HP-MT dit de collision. Dans certains cas, ces transformations sont plus poussées et peuvent conduire à une fusion partielle des roches de la croûte continentale (formation de granites d anatexie). Ainsi, un dépôt sédimentaire argileux (pélites) peut se trouver métamorphisé en gneiss puis donner un granite d anatexie par fusion partielle du gneiss. Les roches métamorphiques qui présentent des traces de fusion sont appelées les migmatites. 2.2 La formation d une chaîne intracontinentale : une reconstitution La formation d une chaîne intracontinentale comme les Alpes est donc le résultat d une succession d étapes : Ø Ouverture d un océan (rifting continental) et expansion océanique Ø Subduction aux marges de cet océan qui finit par l emporter sur la dynamique d expansion Ø Convergence puis collision des marges continentales de l océan entraînées par le mouvement de subduction Ø Épaississement crustal, tectonique de socle et de couverture, subduction partielle de la lithosphère continentale qui compensent une compression horizontale. C est donc bien la mobilité horizontale des plaques, et son moteur la convection mantellique, qui sont à l origine de la formation des chaînes intracontinentales. Document : Tableau des indices de l histoire des alpes 2.3 Le devenir d une chaîne de collision Les montagnes anciennes comme le massif armoricain ou le massif central ne ressemblent pas aux montagnes jeunes : les reliefs sont moins importants et la nature des roches est différente : on y trouve davantage de roches magmatiques et métamorphiques formées en profondeur, et moins de roches sédimentaires. Ces roches profondes ont été mises à nu par l érosion. 2.3.1 Les mécanismes de l érosion Les reliefs sont exposés aux intempéries qui provoquent leur aplanissement progressif ou érosion.
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 9 L eau est le principal facteur d érosion : Ø en altitude, à basse température, le gel et le dégel fracturent la roche en blocs qui s effondrent. C est une érosion mécanique. Ø à plus faible altitude, les températures permettent une érosion chimique par hydrolyse de certains minéraux. L hydrolyse des minéraux argileux ou des ions minéraux comme le calcium Ca 2+, et les cristaux non hydrolysés forment des sables (arènes granitiques) qui peuvent être emportés par le ruissellement. Les êtres vivants peuvent participer à l érosion par exemple en développant des racines dans les fractures de la roche (érosion biologique). 2.3.2 Les conséquences de l érosion Les particules solides et les ions issus de l érosion peuvent être mobilisés par les ruissellements et les cours d eau, plus rarement le vent, qui les transportent jusqu à un lieu de dépôt. La nature des particules dépend de celle des roches qui ont subi l érosion : ions Ca 2+ pour les roches calcaires, grains de quartz et argiles pour les roches granitiques par exemple. C est la taille des particules et la vitesse du courant qui contrôlent le moment où elles se déposent. Ainsi, le transport opère un tri granulométrique. Les particules les plus grosses se déposent plus près des reliefs montagneux et les particules les plus fines sur les rivages et dans les boues des plateformes continentales, jusque dans les plaines abyssales. Le dépôt des ions minéraux se fait par précipitation. La précipitation est le plus souvent favorisée par les êtres vivants qui créent des condition physico-chimiques favorables (exemple : les polypes du corail favorisent les précipitation du calcaire qui constitue les loges qui les abritent). On parle de sédimentation biochimique. En déplaçant les matériaux issus de l érosion, les agents de transports permettent la formation de la couverture sédimentaire de la croûte continentale et de la croûte océanique. Cette couverture sédimentaire peut à son tour être en partie entraînée dans des mouvement de subduction et de collision, et ainsi transformée en roches métamorphiques ou magmatiques. L érosion participe ainsi à un recyclage des matériaux de la lithosphère continentale. 2.3.3 Un problème en suspens Nous avons vu que l érosion met à nu des roches profondes ; mais certaines de ces roches contiennent des associations de cristaux qui ne se forment qu à des profondeurs considérables : 25Km pour les éclogites, 40Km pour les grès métamorphiques contenant la coésite. L érosion ne suffit pas à expliquer leur présence à plusieurs Km d altitude. Par quel mécanisme ces roches se sont elles trouvées portées en altitude?
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 10 3. Les mouvements verticaux de la lithosphère continentale 3.1 Mise en évidence des mouvements verticaux et principe de l équilibre isostatique Dans certaines portions de la lithosphère continentale, on observe une baisse de la ligne du rivage qui correspond en fait à une augmentation de l altitude de la lithosphère, à des vitesses de l ordre de 1 cm/an. Cette augmentation est due à la poussée d Archimède qui s exerce verticalement vers le haut sous la croûte continentale, relativement peu dense, enfoncée dans un manteau plus dense. Pour les calculs, on appelle x la hauteur de la croûte continentale qui dépasse au-dessus du manteau et h la hauteur totale de la croûte. On considère une colonne de matière de section carrée de 1m par 1m, afin de simplifier les calculs. La valeur de la poussée d Archimède est égale au poids du manteau déplacée selon la formule simplifiée P mt =ρ mt (h-x) g. Elle est une conséquence des forces de gravité qui tendent à donner à notre planète une forme sphérique dans laquelle la densité moyenne de la matière rencontré à partir du centre est la même dans toutes les directions de l espace. Cet état d équilibre est appelé équilibre isostatique. (du grec isos : égal et statikos : stable) Les portions de la croûte continentale qui sont en mouvement vertical vers le haut du fait de la poussé d Archimède sont en déséquilibre : la colonne rocheuse qui les constitue a une densité moyenne inférieure à la densité d équilibre ; elles subissent donc un réajustement isostatique qui augmente la hauteur de la colonne rocheuse en ajoutant une certaine épaisseur de manteau sous la croûte. En principe, ce réajustement se poursuit jusqu à ce que la poussée d Archimède soit égale au poids de la croûte qui est donné par la formule : On a alors : P mt = P C ó =ρ mt (h-x) g = ρ C h g alors x = (ρ mt -ρ C ) h / ρ mt A.N. x = (3,3-2,7) h / 3,3 = 0,18 h Autrement dit, la croûte continentale est en équilibre isostatique lorsque 18% de sa hauteur totale dépasse au-dessus du manteau (et que 82 % de sa hauteur se trouve sous la limite du manteau). La croûte océanique étant plus dense, elle est plus enfoncée dans le manteau que la croûte continentale à l équilibre, c est pourquoi il existe une différence moyenne d altitude importante entre les deux croûtes (+0,2-4,5 = 4,3 Km environ), et c est donc la raison pour laquelle la plus grand partie de la croûte continentale est émergée. Pour simplifier les calculs, nous avons limité nos calculs à la croûte et au manteau, mais le réajustement isostatique est surtout rendu possible par le caractère ductile des roches de l asthénosphère, qui peuvent «fluer», se comporter comme un liquide mais à une très grande échelle de temps du fait de sa grande viscosité. Il fait aussi intervenir une certaine élasticité de la lithosphère qui peut reprendre sa forme par «flexure». Les matériaux qui constituent la Terre étant plus homogènes en profondeur qu en surface, on considère qu il existe à une certaine profondeur une surface de compensation au niveau de laquelle, à l équilibre isostatique, la pression exercée par les matériaux situés au-dessus est la même en tout point du globe. Cette surface est
Cours TS le domaine continental et sa dynamique 11 utile pour calculer et comparer la valeur des déséquilibres isostatiques dans certaines portions de la lithosphère. On peut aussi remarquer que moteur de la subduction océanique était déjà un déséquilibre isostatique. La subduction continentale n est jamais aussi profonde et prolongée que la subduction océanique parce que la lithosphère continentale est moins dense que la lithosphère océanique âgée et que l asthénosphère. c est donc toujours une subduction forcée, fortement limitée parce qu elle crée un grand déséquilibre isostatique en apportant du matériel peu dense en profondeur. 3.2 Une conséquence des mouvements horizontaux des plaques Dans les chaînes intracontinentales de collision, la croûte continentale s est trouvée épaissie sous l effet de la compression horizontale. Une fois la compression terminée, l épaississement crustal respecte normalement l équilibre isostatique : une montagne de 4Km d altitude a une racine crustale de 16 Km (18% «émergé», 80% «immergé») mais cela peut être davantage si la compression se poursuit. Dès que les reliefs sont formés, l érosion commence à les aplanir progressivement. À mesure que les roches superficielles sont enlevées par l érosion, le réajustement isostatique fait remonter la racine crustale. Pour chaque mètre enlevé par l érosion, la racine crustale remonte de 4m. C est ainsi que des roches formées en profondeur (roches métamorphiques et roches magmatiques) son amenées en surface. Le réajustement isostatique s effectue notamment par flexure de la croûte qui possède une certaine élasticité. Remarque : Dans les chaînes de montagne, le poids des reliefs, et la poussée d'archimède, engendrent une force compressive verticale. Dans certaines conditions, cette compression verticale finit par provoquer une extension horizontale de la croûte qui contribue à l aplanissement des reliefs plus fortement encore que l érosion. Cette extension est l effondrement gravitaire de la chaîne de montagnes. On l observe lorsque la compression horizontale due aux mouvements des plaques décroît et que les roches profondes de la chaîne de montagne ont été réchauffées par leur subduction, ce qui facilite leurs déformations. 4. Conclusions La présence de continents sur notre planète est due principalement à la transformation de roches du manteau par le magmatisme très particulier des zones de subduction. Les processus de fusion partielle et de cristallisation fractionnée produisent les roches de la croûte continentale. Les propriétés de ces roches sont responsables : de l altitude moyenne des continents du fait que la croûte continentale ne se renouvelle pas constamment comme la croûte océanique et, dans les contextes de convergence, forme des chaînes de montagnes intracontinentales. L érosion de ces reliefs, associée au réajustement isostatique et à l effondrement gravitaire, provoque un recyclage partiel des matériaux de la croûte et une mise à nu des roches formées en profondeur.