Chapitre 4 1 Les continents et leur dynamique 2 Les chaînes de

1
Thème 2 Chapitre 4
Chapitre 4 1
Les continents et leur dynamique
2 Les chaînes de montagnes suscitent depuis longtemps l'intérêt des géologues. Les régions péri-
pacifiques, les Alpes, l'Himalaya, sont des domaines de convergence lithosphérique où une chaîne de
montagnes se forme. La subduction correspond à l'enfoncement d'une plaque océanique au sein du
manteau. Elle se manifeste par une intense activité sismique et volcanique, et s'accompagne aussi de la
formation de reliefs comptant parmi les plus hauts à la surface de la Terre.
I – Les caractéristiques de la croûte continentale : 3
Les continents recouvrent près de 30% de la surface de la Terre et présentent des reliefs variés.
La croûte continentale qui affleure à la surface des continents présente des caractéristiques qui peuvent
expliquer les reliefs.
Problématique : Quelles sont les caractéristiques du domaine continental ?
Activité 10 – La croûte continentale 4
A – L'isostasie : Exploiter une modélisation numérique pour comprendre la notion d'isostasie.
B – L'épaisseur de la croûte continentale : Utiliser des données sismiques et leur traitement avec
des logiciels pour évaluer la profondeur du Moho.
C – La densité de la croûte continentale : Concevoir un protocole expérimental afin d'évaluer la
densité d'un échantillon de roche.
D – L'âge de la croûte continentale : Déterminer un âge en utilisant la méthode de la droite
isochrone.
1) L'épaisseur de la croûte continentale : 5
6 Les données sismiques permettent d'estimer l'épaisseur de la croûte. Elles sont fondées sur
l'analyse de sismogrammes enregistrés par différents stations assez proches d'un foyer sismique. Il est
possible de repérer sur ces enregistrements l'arrivée d'ondes P qui ont suivi plusieurs chemins, mais à la
même vitesse :
- des ondes P directes,
- des ondes P qui se sont enfoncées dans la croûte puis ont été réfléchies sur une surface de
discontinuité et sont remontées vers la station.
7 Un calcul fondé sur la comparaison des temps de parcours (donc les longueurs de trajet) permet
d'estimer la profondeur du réflecteur.
8 On nomme Moho cette surface qui marque la limite inférieure de la croûte et donc le contact avec
le manteau supérieur. Sous les océans, le Moho est à une profondeur moyenne de 6 km contre 30 km
sous les continents et jusqu'à 70 km sous les montagnes. La croûte continentale est donc plus épaisse
sous les montagnes. Pourquoi ?

2
Thème 2 Chapitre 4
2) La notion d'isostasie : 9
a) Un peu d’histoire des sciences :
10 Le phénomène d’isostasie fut mis en évidence il y a plus de 250 ans, par l’astronome français
Pierre Bouguer. Bouguer releva une différence significative de la pesanteur entre des mesures
effectuées dans les Andes et au niveau de la mer. Dans les montagnes, l’anomalie gravimétrique de
Bouguer montre que le champ de pesanteur terrestre mesuré est inférieur au champ de pesanteur
théorique. 11
12 13 On s’est demandé si l’excès de masse au niveau des montagnes ne pouvait pas être compensé par
un déficit de masse en profondeur. On nomme ainsi surface de compensation la profondeur au niveau
de laquelle la pression est identique quel que soit le relief au-dessus.
On doit aux Britanniques George Biddell Airy (1801-1892) et John Henry Pratt (1809-1871)
les premières tentatives d’explication du phénomène observé :
14 - modèle de Pratt : la compensation est assurée par une variation latérale de la densité dans
la lithosphère.
15 - modèle d’Airy : la compensation du relief topographique est assurée par la présence d’une
racine légère causée par l’épaississement de la croûte. 16
b) La lithosphère en équilibre sur l'asthénosphère : 17
18 Croûte continentale et croûte océanique ne représentent que la partie superficielle d'un
ensemble rigide beaucoup plus épais (environ 100 km) : la lithosphère. Les plaques composant la
lithosphère reposent en équilibre sur l'asthénosphère. C'est une zone du manteau terrestre moins rigide et
déformable (=ductile). La limite lithosphère-asthénosphère correspond à l'isotherme 1.300°C.
19 Afin d’avoir un relief positif, il faut qu’il y ait une racine de croûte continentale importante
permettant de supporter la charge pondérale en surplus.
Comment la croûte continentale peut-elle tenir en équilibre sur l’asthénosphère ?
3) La composition de la croûte continentale : 20
21 La croûte continentale est composée en majorité de roches magmatiques (granite : quartz, micas
et feldspaths) et de roches métamorphiques (gneiss) 22 avec une couche superficielle de roches
sédimentaires. 23 Elle est d’une épaisseur plus grande (30 km / 7 km) et d’une densité plus faible
(2,6 / 2,9) que la croûte océanique. Ceci explique les différences d'altitude moyenne entre océans (-
3.730 m) et continents (+870 m), dues à l'équilibre isostatique.
24 L’asthénosphère est composée de péridotite : roche de couleur verte, de densité 3,3 à 3,5,
composée essentiellement de péridot (dont la variété la plus connue est l'olivine) ainsi que de pyroxène.
La lithosphère étant donc moins dense que l'asthénosphère, elle repose donc en équilibre sur celle-ci.
25 La croûte océanique se forme par accrétion au niveau des dorsales océaniques (roche
magmatique). Quelle est l’origine de la croûte continentale ?

3
Thème 2 Chapitre 4
4) L'âge de la croûte continentale : 26
a) La datation absolue des roches :
27 On sait que la croûte océanique est recyclée en permanence : la croûte ancienne devenue trop
dense, sombre inexorablement dans le manteau. On ne connait donc pas de croûte océanique de plus de
200 Ma. 28 En revanche, la croûte continentale peut être très vieille, jusqu'à 4,03 Ga.
29 Ces âges sont déterminés par radiochronologie. Cette méthode repose sur la décroissance
radioactive naturelle de certains éléments chimiques présents dans les minéraux qui constituent les
roches. Ces isotopes radioactifs ont la particularité de se transformer au cours du temps, l'isotope
radioactif père se transformant en un élément fils non radioactif :
Elément père désintégration Elément fils
= isotope radioactif P radioactive F
Quelle que soit la quantité d'élément père, il faut toujours le même temps pour que cette
quantité soit divisée par deux : c'est la demi-vie de cet élément. La désintégration en fonction du temps
constitue ainsi un géochronomètre naturel.
b) La méthode rubidium-strontium : 30
31 32 33 Dans la méthode de datation isotopique utilisant le rubidium, on étudie la désintégration
du 87Rb en 87Sr. La mesure du temps s'effectue en mesurant les rapports isotopiques entre 87Rb/86Sr et
87Sr/86Sr de plusieurs minéraux d'une même roche afin de construire une droite isochrone.

4
Thème 2 Chapitre 4
II – Les caractéristiques d'une zone de subduction : 34
Problématique : Comment caractérise-t-on une zone de subduction ?
Activité 11 – Les caractéristiques des zones de subduction
A – Les marqueurs de la subduction : Utiliser Sismolog pour mettre en évidence les zones de
subduction et leurs points communs.
B – Le moteur de la subduction : Raisonner à l'aide de calculs simples sur le lien entre âge de la
lithosphère/densité/subduction.
1) Les zones de subduction sur Terre :
35 Les zones de subduction se trouvent sur le pourtour du Pacifique, dans la région des Antilles,
dans l'océan Atlantique ou au sud de la mer Egée en Méditerranée. Elles présentent des caractéristiques
communes avec une activité géologique intense :
- une activité sismique remarquable (les ¾ de l'énergie sismique globale sont dissipés dans cette
zone), 36
- une activité magmatique importante. 37
Elles présentent également des spécificités. En effet, la disparition de la lithosphère océanique se produit :
- soit sous une lithosphère continentale (ex. : les Andes) ; on parle de subduction océan-
continent ou marge continentale active. 38
- soit sous une autre lithosphère océanique (ex. : Antilles, îles Mariannes, îles Bonin, îles
Tonga) ; ce type de subduction océan-océan est bordée d'une guirlande d'îles portant de
nombreux volcans actifs appelée arcs insulaires actifs. L'arc insulaire est séparé du continent par
un bassin nommé bassin arrière-arc (ex. : mer des Caraïbes). 39
2) La signature sismique : 40
41 Le plongement de la lithosphère océanique froide, dense et rigide dans l'asthénosphère ductile
crée de nombreux et violents séismes jusqu'à 670 km de profondeur. Au–delà, les roches se comportent
de manière plastique et le glissement de la lithosphère n'engendre plus de séismes.
42 Les foyers sismiques se répartissent en profondeur sur une surface inclinée, dite plan de Wadati-
Benioff, qui part à l'aplomb de la fosse et s'enfonce sous un continent ou un arc insulaire avec une
inclinaison variable (de 10 à 80° selon les zones).
43 L'enfoncement rapide ne permet pas aux roches froides de la lithosphère océanique de se
rééquilibrer thermiquement au contact de celles de l'asthénosphère chaude. La tomographie
sismique confirme la plongée de la lithosphère océanique par la présence d'une langue qui s'enfonce
obliquement et qui présente des vitesses sismiques plus élevées, signe de l'existence d'un matériel plus
froid.

5
Thème 2 Chapitre 4
3) Le plongement d'une lithosphère océanique froide et dense : 44
45 Au fur et à mesure de son éloignement de l'axe de la dorsale, la lithosphère océanique se
refroidit. Elle subit également un épaississement progressif, par ajout d'une semelle de manteau froid
d'épaisseur croissante, visible par l'abaissement en profondeur de l'isotherme 1300°C, qui marque la
base de la lithosphère océanique. Cette semelle de manteau froid jour le rôle de lest, qui augmente
progressivement la densité moyenne de la lithosphère océanique. Dès 30 Ma, elle devient plus dense
que l'asthénosphère : sa subduction devient inexorable.
46 L'asthénosphère est solide, bien qu'elle ait une viscosité inférieure à celle de la lithosphère. Elle
exerce donc une gigantesque résistance mécanique à l'enfoncement, qui retarde souvent la subduction
de plusieurs dizaines de Ma. L'âge de la lithosphère océanique n'excède cependant jamais 180 Ma. La
force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue le moteur essentiel de
la tectonique des plaques.
III – Les conséquences de la subduction : 47
Problématique : Quelles sont les conséquences de la subduction ?
Activité 12 – Les conséquences pétrologiques de la subduction 48
A – Les roches métamorphiques des zones de subduction : Repérer à différentes échelles, de
l'échantillon macroscopique de roche à la lame mince, des minéraux témoignant de
transformations liées à la subduction.
B - Les roches magmatiques des zones de subduction : Observer à différentes échelles, de
l'échantillon macroscopique à la lame mince, les roches mises en place dans un cadre de
subduction et comprendre les différences de structures et leur particularités minéralogiques
(abondance en minéraux hydroxylés).
1) Les transformations minéralogiques : 49
50 La lithosphère océanique en subduction est un poinçon froid qui s'enfonce dans l'asthénosphère.
Les basaltes et gabbros subissent une faible augmentation de température et une forte augmentation
de pression qui entraînent la transformation de leurs minéraux en de nouveaux assemblages
minéralogiques. Ce métamorphisme implique des réactions chimiques à l'état solide entre les
minéraux. Ces réactions minéralogiques s'accompagnent de la libération d'eau qui percole dans le
manteau de la plaque chevauchante : c'est une déshydratation. Il en résulte la formation de nouvelles
roches caractéristiques des zones de subduction.
51 Le basalte et le gabbro, composés de pyroxène et de feldspath, se transforment en
métagabbros.
52 Les premiers métagabbros du plancher océanique vieillissant sont des schistes verts qui renferment
des chlorites (témoignant d'une importante hydratation pendant les milliers d'années d'écartement de la
dorsale).
53 Lors du plongement de la lithosphère océanique, les schistes verts sont transformés en schistes bleus
comportant du glaucophane (amphibole bleue).
54 Enfin, arrivés en profondeur à une température de 650 à 700°C et à une pression de 3 à 4 GPa, les
schistes bleus sont transformés en éclogite constituée de jadéite (pyroxène vert) et de grenat. Ces
minéraux témoignent d'une déshydratation intense.