TScrs-TUVE TectoniqueContinentale

COURS ÉLÈVES TS 15/12/19
CHAPITRE 3 LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE
 En classe de première S ont été mises en place les principales caractéristiques de la tectonique des
plaques , mais l'attention s'est portée principalement sur le domaine océanique . Nous aborderons cette
année le domaine continental. Il s'agira de dégager les caractéristiques de la lithosphère continentale puis d'en
comprendre l'évolution en particulier à partir de l'étude des zones montagneuses.
Aucune plaque n'est formée que de lithosphère continentale. Celle ci est toujours associée à de la
lithosphère océanique. La limite entre lithosphère continentale et lithosphère océanique est appelée marge
continentale (marge = bordure) . Nous développerons successivement:
- les caractéristiques des 2 types de lithosphères en travaillant au niveau des marges
- la formation des reliefs continentaux (montagnes) dans les zones de convergence
- la formation des roches continentales dans les zones de convergence
- la destruction des montagnes
3.1 Les marges continentales, frontières entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale
La marge continentale est la limite entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique. A
l'origine, elle se trouve donc en bordure de plaque.
3.1.1 Les caractéristiques des 2 types de lithosphères :
La lithosphère est formée des roches rigides de surface , croûte et une petite partie du manteau.
Lithosphère océanique et lithosphère continentale se distinguent à plusieurs niveaux :
- au niveau de la nature des roches  : par rapport à la croûte océanique, la croûte continentale est
surtout formée de roches voisines du granite = granitoïdes (basaltes/gabbro pour la croûte océanique).
- au niveau de l' épaisseur de la croûte : plus grande pour le continent, 30 km en moyenne (5-10 km
pour la croûte océanique)  .
- au niveau de l'âge: qui peut aller jusqu'à 4 milliards d'années (Ga) pour le continent (alors que la
croûte océanique n'excède pas 200 Ma  ). Cet âge est déterminé par radiochronologie (= technique
basée sur la décroissance radioactive naturelle de certains éléments au cours du temps). 
- au niveau de la densité : plus faible pour le continent (2,7 en moyenne pour la croûte et 3,1 pour
la lithosphère) que pour l'océan (2,9 pour la croûte océanique, jusqu'à 3,28 pour la lithosphère). Les
différences d'altitude moyenne entre les continents et les océans s'expliquent par ces différences de
densités crustales.
Comme la lithosphère océanique lors de sa formation, la lithosphère continentale est moins dense
que l'asthénosphère sur laquelle elle repose ; L'asthénosphère étant ductile (visqueuse) se comporte
comme un fluide. La lithosphère subit donc une force verticale qui la maintient en surface, elle « flotte »
sur l'asthénosphère. On parle d'isostasie (ou d'équilibre isostatique) .
Si la lithosphère s'amincit ou s'épaissit, l'équilibre est rompu entraînant un mouvement vertical pour
rétablir l'équilibre. On parle de réajustements isostatiques.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 1 Sur 9
Granite
Densité des couches de
surface de la Terre

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3.1.2 Évolution de la lithosphère océanique et de la marge continentale au cours du temps
3.1.2.1 Formation du fond océanique et création d'une marge continentale
Lorsque des remontées de chaleur ont lieu sous un continent, elles peuvent conduire à un amincissement
de la lithosphère continentale.
Cet amincissement peut être suivi
d'une fracturation du continent avec
formation de failles normales (zone de
rift continental) puis d’une divergence
des 2 morceaux du continent. Cette
divergence est suivie de remontées de
magma .
Le continent initial s'est donc divisé en 2 continents comportant chacun une marge
continentale et séparés par une dorsale, zone où se forme la nouvelle croûte océanique .
3.1.2.2 Évolution de la marge active en marge passive du fait de la divergence
En permanence, de la lithosphère océanique est
produite au niveau des dorsales. L'écartement au niveau de
la dorsale des 2 plaques nouvellement formées éloigne la
marge continentale de la zone d'activité qui est alors
qualifiée de marge passive. Au niveau de la marge, les
failles normales créées dans la phase initiale demeurent
comme témoin de la phase de divergence initiale.
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s'épaissit, cela provoque
une augmentation de sa densité. Tant que sa densité reste inférieure à celle de l’asthénosphère, elle
s'enfonce progressivement dans l'asthénosphère, on parle de subsidence (enfoncement) thermique
(subsidence liée à des changements de température).
3.1.2.3 Évolution de la marge passive en marge active du fait de la subduction
À un moment donné la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à celle de
l'asthénosphère, la lithosphère plonge alors dans l'asthénosphère, on parle de subduction océanique
. Il y a ensuite traction en profondeur de la plaque par la lithosphère océanique dense plongeante
ce qui devient une cause majeure de la divergence (la partie peu dense de la plaque est tirée par la
partie très dense s’enfonçant dans la zone de subduction). En raison de ce phénomène, en surface,
son âge n'excède pas 200 Ma.
Au niveau de la zone de subduction, la lithosphère continentale se sépare de la lithosphère
océanique plongeante. Il y a formation d'une nouvelle frontière de plaque avec convergence  des
2 lithosphères et apparition de séismes, montagnes et volcans. La marge passive devient active.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 2 Sur 9
Formation de la lithosphère
océanique sous les dorsales
2 10 15 25 30 40 60 80 100
3,05
3,1
3,15
3,2
3,25
3,3
Evolution de la masse volumique de la lithosphère en fonction de son
age
Masse volumique lithosphère
Masse volumique asthénosphère
Age en millions d'années
Masse volumique en tonnes par m3

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3.2 Les zones de convergence , zones de formation des roches continentales
3.2.1 La magmatisme de zone de subduction à l’origine des matériaux composant les continents
En moyenne, la composition des
continents est proche de la composition des
roches magmatiques issues du volcanisme de
zone de subduction, andésites et granodiorites
en particulier . Les volcans des zones de
subduction émettent des laves souvent
visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions
sont fréquemment explosives .
Une fraction des magmas arrive en surface
conduisant à un volcanisme produisant des
roches de type andésite. La plus grande partie
du magma cristallise en profondeur et donne des
roches à structure grenue de type granodiorite
(~granitoïdes).
Un magma, d'origine mantellique (péridotite), aboutit ainsi à la création d'un nouveau matériau
continental (granitoïdes) : on parle d'accrétion (accroissement) continentale. Cette accrétion se
produisant dans les zones de subduction, elle se fait autour des continents préexistants. Les continents
grandissent ainsi progressivement par leur périphérie, constitués d'un centre très âgé auquel viennent
s'accoler des roches plus récentes.
Mais comment expliquer ce magmatisme à partir de roches plutôt froides (venant de la surface) et
subissant une augmentation de pression (plongeantes) ce qui ne devrait pas faciliter la fusion ? 
3.2.2 La présence d’eau, condition nécessaire à la formation du magma des zones de subduction
L'analyse de la composition des minéraux
composant ces roches volcaniques montre la
présence de minéraux hydratés. Or, les expériences
de laboratoire montrent que la présence d'eau peut,
dans certaines conditions, faciliter la fusion des
roches.
Dès lors se pose la question de l’origine de
l’eau nécessaire à cette fusion et à la formation des
minéraux hydratés.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 3 Sur 9
Les conditions de
fusion de la péridotite
Le volcanisme de zone de subduction
Carte de l’age des
roches continentales
Modifié de http://www.lethist.lautre.net/epicentre.htm

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3.2.3 Le métamorphisme des roches plongeantes , source d’eau à l’origine de la fusion
On trouve, dans les chaînes de montagnes, des gabbros comportant des minéraux qui ne sont stables
que dans des conditions de pression et de température absentes de la surface de la Terre (Glaucophane,
Grenat ...).
Minéraux d'un métagabbro Faciès mét. Caractérise
Actinote H2O 2%,
Chlorite H2O 10 %)
(hornblende)
Schiste vert Basse température
Basse pression
Glaucophane
(H2O 2 %)
Schiste bleu Moyenne pression
Basse température
Grenat + jadéite
(H2O 0 %)
éclogite Haute pression
Plus les minéraux se forment en
profondeur et moins ils comportent de
fonctions OH (voir tableau ci-dessus). Cela
implique une déshydratation des minéraux
océaniques en train de plonger en
profondeur.
La mise en relation de ces éléments
conduit à considérer que la subduction des
matériaux de la croûte océanique provoque
la déstabilisation de certains minéraux à
l’état solide (métamorphisme).
Cela libère de l'eau que la croûte a
emmagasinée au cours de son histoire ce qui
pourrait être à l’origine de la fusion
partielle de la péridotite du manteau.
Par ailleurs, les conditions de stabilité des associations de minéraux observées (des faciès
métamorphiques) permettent de reconstituer les conditions de pression et de température subies par les
matériaux océaniques et continentaux retrouvés. .
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 4 Sur 9
Métamorphisme et magmatisme liés à l'enfoncement de la
lithosphère océanique dans les zones de subduction
Les faciès métamorphiques
À gauche de M, transformations à l'état solide
= métamorphisme.
À droite de M, début de fusion de certains
minéraux = magmatisme.
Un exemple de gabbro
lumière polarisée non analysée
Un exemple de gabbro
métamorphique de faciès
éclogite
lumière polarisée non analysée
Un exemple de gabbro
métamorphique de faciès
schiste bleu
lumière polarisée non analysée

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3.3 Les zones de convergence, zones de transformation des roches continentales
Des transformations sont observées à grande échelle et visibles par des indices tectoniques, d’autres sont
visibles à petite échelle et visibles par des indices pétrographiques.
3.3.1 Indices tectoniques d’une convergence :
L'observation des roches en montagne montre des plis, des failles inverses , des nappes.
Diaporamas sur les failles /plis
Ces indices tectoniques (échelle kilométrique ou plus) plaident pour un raccourcissement de la
lithosphère continentale des zones concernées.
3.3.2 Conséquences de la convergence à grande échelle : les zones de montagnes :
La convergence aboutit ainsi à un épaississement de la zone concernée . Compte tenu du caractère
ductile de l'asthénosphère située sous la lithosphère et des phénomènes d’isostasie, l'épaississement se fait
non seulement vers le haut (montagnes), mais encore plus vers le bas (racines des montagnes).
Les sédiments qui se trouvaient sur les marges peuvent être entraînés en profondeur et fournir du
matériau pour l’accrétion continentale (couche jaune sur le schéma ci-dessus).
D’autre part, on retrouve au milieu des chaînes de montagnes des associations de roches du type
océanique (basalte, gabbro, péridotite). On appelle ces associations de roches des ophiolites . Associées
à d'anciennes marges continentales passives (failles normales, blocs basculés), elles sont les traces d'un
domaine océanique présent avant la formation de la montagne et aujourd'hui disparu
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 5 Sur 9
Indices tectoniques de convergence
Nappe
Les 2 lithosphères continentales se
collent, on parle de suture.
Convergence d’où subduction. Au dessus de la
lithosphère subductée, la lithosphère continentale se
plie et forme une montagne en bordure d'océan..
Les lithosphères continentales entrent en
collision et forment une montagne à l'intérieur
du continent.
Divergence d’où expansion océanique
Une partie de la lithosphère océanique se retrouve
sur le continent (ophiolithe)
La lithosphère continentale subductée se casse en
écailles qui s’accumulent sous la montagne