Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique
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Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Introduction générale : cf interrogation sur les prérequis La lithosphère océanique est créée au niveau des dorsales, zones de divergence de deux plaques lithosphériques. En effet, à l’aplomb des dorsales, du manteau asthénosphérique au comportement ductile, remonte plus vite qu’il ne se refroidit; cette décompression engendre une fusion partielle de la péridotite asthénosphérique. Le magma créé va refroidir plus ou moins rapidement engendrant la naissance de la croûte océanique faite de gabbros en profondeur, et de basaltes en coussins en surface. La partie mantellique résiduelle (qui n’a pas fondu), forme alors le manteau lithosphérique, au comportement rigide -cassant et donc plus dense que le manteau asthénosphérique. Au cours du temps, la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale, se refroidissant et s’épaississant. Seul le manteau lithosphérique s’épaissit aux dépens du manteau asthénosphérique; en effet la croûte océanique conserve une épaisseur constante d’environ 10 km. Lorsque la lithosphère océanique devient plus dense que l’asthénosphère sous-jacente, celle-ci plonge dans le manteau asthénosphérique; on parle de subduction. Cette subduction peut être mise en évidence en étudiant la répartition des foyers sismiques dans les zones de subduction. En effet, les forces de frottement engendrées par le plongement de la plaque, entraînent des séismes. Ceux-ci apparaissent alignés sur une coupe perpendiculaire à la frontière des deux plaques convergentes. Le plan de Wadati-Bénioff comprenant les foyers sismiques alignés, matérialise ainsi le plongement d’une plaque lithosphérique cassante dans une asthénosphère ductile. Ainsi en classe de 1ère S, nous avons essentiellement focalisé notre étude sur l’évolution de la lithosphère océanique, afin de comprendre l’historique de la théorie de la tectonique des plaques ; Mais qu’en est-il de la lithosphère continentale ? Quel est son âge ? Que révèle la datation absolue des roches de la croûte continentale ? Quels mouvements tectoniques affectent la LC ? Quelle est l’évolution de la LC ? Afin de répondre à ces nombreuses questions, nous étudierons dans un 1 er temps, l’âge de la CC, et nous tenterons de comprendre l’équilibre de la LC sur l’asthénosphère sous-jacente, comparativement à la LO. Thème 1-B-1 La caractérisation du domaine continental : lithosphère continentale, reliefs et épaisseur crustale I. Une lithosphère continentale âgée en équilibre sur l’asthénosphère sous-jacente A. L’âge de la croûte continentale Cf TP1 datation absolue de la CC 1. Rappels sur l’évaluation de l’âge d’une co La croûte océanique naît au niveau des dorsales et appartient à la lithosphère océanique qui, animée d’un mouvement de divergence, s’éloigne de l’axe de la dorsale. Ainsi, une croûte océanique sera d’autant plus âgée qu’elle sera loin de la dorsale. De plus, les roches sédimentaires sont des roches qui se déposent dans un milieu aqueux. Elles sont donc très présentes au fond des océans, sous forme de strates superposées. Donc les forages dans la croûte océanique, présenteront des carottes très épaisses lorsqu’ils seront réalisés loin de la dorsale. Le sédiment directement en contact avec le plancher basaltique permettra d’estimer un âge relatif de la croûte océanique. Cln: pour estimer l’âge de la croûte océanique il faut forer près des côtes. La lithosphère océanique naît à l’axe des dorsales (zone de divergence) et subduit au niveau des zones de subduction (zones de convergence). Cette lithosphère océanique créée à l’axe de la dorsale, par fusion partielle de la péridotite asthénosphérique, voit son manteau lithosphérique s’épaissir au cours du temps (au dépend du manteau asthénosphérique), avec une croûte océanique d’épaisseur relativement constante (avec accumulation notamment de sédiments déposés en strates). Cet épaississement de la lithosphère océanique la rend plus dense et induit son recyclage dans le manteau par subduction au niveau des zones de convergence. L’épaississement progressif de la LO au fur et à mesure de son éloignement de la dorsale, associé à son refroidissement et donc à une augmentation de sa densité, fait qu’il n’existe pas sur Terre de lithosphère océanique plus âgée que 200 Millions d’années en équilibre sur l’asthénosphère. 2. L’évaluation de l’âge absolu de la croûte continentale, par radiochronologie L’étude de la carte au 1/1 000 000e éditée par le BRGM révèle en France, des roches magmatiques/métamorphiques atteignant les 600 Millions d’années. Mais comment fait-on pour trouver cet âge absolu des roches? L’avènement de la radioactivité (découverte par Becquerel en 1896) a trouvé son application dans la datation des échantillons pétrographiques. Par exemple, le radio-isotope 87Rb se désintègre en 87Sr, en fonction du temps. Les mesures des rapports 87Sr/86Sr en fonction de 87Rb/86Sr dans les minéraux d’une roche que l’on cherche à dater, forment une droite, qualifiée d’isochrone (la roche étudiée étant considérée comme un Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites système fermé après cristallisation des minéraux étudiés, ces derniers seront donc considérés de même âge). L’âge de l’échantillon sera alors calculé en appliquant la formule suivante: t = ln (a +1)/λ; où λ est la constante de désintégration propre à un radio-isotope donné Ainsi plus la pente de la droite isochrone sera grande, plus l’échantillon étudié sera âgé. La loi de décroissance radioactive a donc permis de dater de manière absolue les roches de la croûte continentale (et océanique également). Les résultats de datation révèlent que: - La croûte continentale est beaucoup plus âgée que la croûte océanique. - Les plus vieilles roches de la croûte continentale se trouvent au Canada et sont datées de -4,03 Ga! • Comment expliquer que la croûte continentale est plus âgée que la croûte océanique? • Que devient la croûte océanique de plus de 200 Ma? B. Une lithosphère continentale en équilibre sur l’asthénosphère sous-jacente Cf TP2 isostasie 1. La mise en évidence d’anomalies négatives près des chaînes de montagne Près des chaînes de montagne de la croûte continentale, on enregistre des anomalies négatives de la pesanteur. Cette anomalie gravimétrique suppose l’existence en profondeur d’un déficit de masse. Cette compensation qui permet l’équilibre de la croûte continentale sur le manteau lithosphérique, et l’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère est appelé isostasie. 2. Deux modèles proposés pour l’isostasie* * isostasie : état d’équilibre (dit hydrostatique) qui serait réalisé à une certaine profondeur de la Terre, dite profondeur de compensation Deux modèles possibles sont proposés pour rendre compte de l’équilibre de la croûte continentale sur le manteau lithosphérique. Le modèle d’Airy, propose une croûte continentale de densité faible mais uniforme, avec des reliefs positifs compensés en profondeur par des racines crustales. Le modèle de Pratt propose une densité non uniforme de la croûte continentale, avec des zones de reliefs positifs à faible densité, et des zones aux reliefs négatifs à forte densité. 3. Les données de la sismique réflexion en faveur du modèle d’Airy pour la cc Les études de sismique réflexion, révèlent la présence d’un Moho anormalement profond sous les chaînes de montagne (par ex: >50 km sous les Alpes). Cette mise en évidence d’une racine crustale permet de valider le modèle d’Airy pour la croûte continentale : au relief positif qu'est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale. 4. Le principe d’isostasie appliqué à la lithosphère, prévision d’une possible subduction En appliquant le principe d’isostasie non pas à la croûte mais à la lithosphère continentale et océanique; on comprend: - La lithosphère continentale, quelle que soit l’épaisseur de la CC, est de densité toujours inférieure à celle de l’asthénosphère, elle reste en équilibre sur l’asthénosphère. Une possible subduction de la LC demande des forces d compression de grandes ampleurs. - La lithosphère océanique, du fait d’une densité plus élevée de la co par rapport à la cc (2,9>2,7), voit sa densité totale rapidement augmenter au fur et à mesure de l’enfoncement de l’isotherme 1300)C (du fait de l’éloignement de la dorsale). Ainsi, au bout d’un certain âge, la LO trop dense, finit par subduire dans l’asthénosphère sous-jacente, ce qui explique qu’on ne trouve pas à la surface du globe terrestre de LO plus âgée que 200 Ma. II. Les mécanismes de formation d’une chaîne de montagne, à l’origine d’un épaississement crustal Cf TP3 épaississement crustal tectonique et métamorphisme Les reliefs positifs que constituent les chaînes de montagnes sont dus à un épaississement crustal. Les marqueurs de cet épaississement sont de nature tectonique et pétrographique. A. Des déformations tectoniques expliquant l’épaississement crustal En effet, l’observation d’affleurements rocheux révèle des déformations de type pli (lorsque la roche a un comportement ductile face à la contrainte compressive) ou de type faille inverse (dans le cas d’un comportement cassant). A grande échelle d’observation, on observe, par exemple dans les Alpes, des pans entiers de sédiments empilés les uns sur les autres, on parle de nappes de charriage. Une modélisation en laboratoire, confirme que les forces compressives associées au mouvement de convergence à l’origine des chaînes de montagnes, induit ces déformations tectoniques. Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites B. Des marqueurs pétrographiques marqueurs d’un épaississement crustal Les roches soumises aux orogenèses (=formation de montagnes) voient leur condition de T°C et ou de P varier. Ceci induit des déformations des roches et des réactions métamorphiques, à l’état solide. Ainsi, des roches sédimentaires de type pélite, peuvent se transformer en schistes à séricite et chlorite, suite à une augmentation de T, puis en micaschiste à grenat, toujours en augmentant T, puis en gneiss. C. Une possible fusion partielle au cours de l’orogenèse alimentant l’épaississement crustal Si la T augmente encore, la roche métamorphique peut alors passer la droite de fusion (dite solidus) du granite, engendrant un magma qui après refroidissement donnera du granite: un gneiss à inclusion de granite est appelé migmatite. On parle alors d’anatexie crustale. Cln : Ainsi l'épaisseur de la croûte résulte d'un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes) et des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle). Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l'histoire de la chaîne. Thème 1-B-2 La convergence lithosphérique : contexte de la formation des chaînes de montagnes Rappels : Si les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques et les failles transformantes une situation de coulissage, les zones de subductions sont les domaines de la convergence à l'échelle lithosphérique. Ces régions, déjà présentées en classe de première S, sont étudiées ici pour comprendre une situation privilégiée de raccourcissement et d'empilement et donc de formation de chaînes de montagnes. Cf TP 4 : marqueurs d’un ancien océan, marge continentale, subduction I. Les marqueurs d’une ancienne océanisation de -165 à -120 Ma A. Les marqueurs paléontologiques Des marqueurs paléontologiques, avec des fossiles d’Ammonites et de Bélemnites, datés du Jurassique et du Crétacé; preuve de la présence d’un océan dans les Alpes actuelles à cette époque. B. Les marqueurs « magmatiques » : l’ophiolite La présence d’ophiolites (dans le Chenaillet), qui est une lithosphère océanique reposant sur une lithosphère continentale. Cette ophiolite, est composée, du bas vers le haut, de péridotites (roche mantellique), de gabbros, de filons de basaltes et de basaltes en coussins. Cette forme en coussins indique un refroidissement dans l’eau donc un ancien océan. De plus les roches de cette ancienne lithosphère océanique présentent des minéraux en auréole, tels que la hornblende ou l’actinote et la chlorite ou encore de la serpentine dans la péridotite. Cette disposition en auréole révèle la nature métamorphique de ces minéraux néoformés. Les conditions de formation sont un refroidissement et une hydratation, on parle de métamorphisme hydrothermal BP-MT et H2O). Ceci appuie l’argument d’une expansion océanique du milieu Jurassique au Crétacé (-165 -120 Ma). La présence anormale (car isostatiquement instable) à d’une LO sur une LC, résulte de l'affrontement de deux lithosphères continentales (collision), on parle de La « suture » ophiolitique. II. Les marqueurs tectoniques d’un ancien rifting intracontinental Certaines régions des Alpes (ex: La Mure, Taillefer, Bourg d’Oisans) révèlent des déformations tectoniques de type failles normales, le long desquelles des blocs de croûte continentale ont basculé. Ces blocs basculés sont remplis de sédiments (dits en éventail) datés du Jurassique inférieur et moyen. Or un faille normale ne s’observe que dans un contexte de divergence… Cette succession de blocs basculés, est actuellement observable au niveau de la marge passive armoricaine. Ces blocs sont les vestiges d’un ancien rifting intracontinental précédant l’océanisation au sens strict. Ainsi entre -200 et -165 Ma un rifting intracontinental a précédé l’océan alpin. III. Les marqueurs d’une ancienne ( ?) subduction A. Les marqueurs pétrographiques : le métamorphisme HP Dans les Alpes, on trouve des roches présentant des minéraux en auréole ou encore des foliations. Ces structures particulières révèlent des transformations métamorphiques. Au Queyras les métagabbros trouvés, présentent de la glaucophane, minéral stable à BT-MP. Cette MP, révèle un enfouissement de la roche et donc une subduction. Plus à l’Est, dans le Viso, on trouve des métagabbros avec de la jadéite et du grenat. Ces minéraux sont stables dans des conditions de MT-HP. Cette haute pression, signifie que la roche a été enfouie, et donc révèle un contexte de subduction. De plus, on peut remarquer que lors d’une subduction la roche plonge plus vite qu’elle ne se réchauffe. Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites Dans le Massif de Dora Maira, encore plus à l’Est (en Italie), on trouve de la coésite, minéral stable à UHP. On comprend donc, que les Alpes ont connu un épisode de subduction, la plaque occidentale (européenne) plongeant sous la plaque orientale (africaine). B. Les marqueurs sismiques d’un entretien de l’ancienne subduction océanique La répartition actuelle des foyers sismiques sous les Alpes confirme ce sens NW-SE de l’ancienne subduction, et révèle même que l'essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s'épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques. L’affrontement de deux lithosphères continentales qui fait suite à la subduction engendre donc une collision, et avec elle un épaississement important de la croûte par empilement et anatexie crustale. On comprend ainsi le rôle moteur de la traction par la lithosphère océanique plongeante dans ma possible subduction d’une lithosphère continentale, bien qu’isostatiquement instable. Thème 1-B-3 Le magmatisme en zone de subduction : une production de nouveaux matériaux continentaux Cf TP 5 Magmatisme des zones de subduction I. Les roches magmatiques des zones de subduction, proviennent du refroidissement d’un magma A. Leur caractéristique pétrographique Les roches magmatiques des zones de subduction sont plutoniques (diorite et granite des granitoïdes à structure grenue) et volcaniques (rhyolite, andésite à structure microgrenue). L’observation au MO en LPA de ces roches révèle la présence de minéraux hydratés (hydroxylés) tels que les amphiboles et les micas. Ces roches présentent également des minéraux riches en silice. On en déduit que le magma qui leur a donné naissance était hydraté et riche ne silice. Or des expériences en laboratoire (cellule à enclume diamant) révèlent les conditions de P et T pour une fusion de la péridotite. Le géotherme ne croise jamais le solidus d’une péridotite sèche, mais en revanche recoupe celui d’une péridotite hydratée (entre 80 et 200 km de profondeur). On confirme donc que le magma donnant naissance aux roches magmatiques des zones de subduction est hydraté, il provient de la fusion partielle entre 80 et 200 km de profondeur de la péridotite du manteau susjacent. Mais d’où vient l’eau qui hydrate ce manteau? B. La confirmation d’une fusion partielle de la péridotite vers 100 km de profondeur à l’origine du magma La comparaison des plans de Wadati-Benioff de plusieurs zones de subduction, révèle la présence systématique des volcans 100 km au-dessus du plan. On en déduit qu’à 100 km de profondeur sous les volcans, débute une possible fusion partielle. Cette hypothèse a été confirmée par l’étude du géotherme et du solidus d’une péridotite hydratée, qui fond partiellement entre 80 et 200 km de profondeur. Ainsi, vers 100 km de profondeur, il semble que la plaque plongeante apporte un élément permettant la fusion partielle de la péridotite. Cet élément, ne peut être que l’eau. Mais comment? II. Le métamorphisme de la plaque plongeante libère de l’eau hydratant le manteau A. Une lithosphère océanique hydratée qui subduit Nous avons vu au TP4 que la lithosphère océanique, qui vieillit, refroidit et s’hydrate entraînant la création de nouveaux minéraux hydratés (hornblende, chlorite, actinote). B. Les réactions métamorphiques de type MP et HP libèrent de l’eau Lors du plongement de la plaque océanique l’augmentation de Pression entraîne des réactions métamorphiques libérant de l’eau. Cette eau libérée par la plaque plongeante entre 80 et 200 km de profondeur va hydrater le manteau de la plaque chevauchante favorisant ainsi sa fusion partielle. Le magma ainsi créé, moins dense, remonte. III. Le chimisme du magma explique les éruptions explosives des zones de subduction A. Un magma riche en silice donc très visqueux Le magma qui remonte reste essentiellement à cristalliser en profondeur, dans des plutons, donnant les granitoïdes, roches riches en quartz et donc en silice. S’il arrive en surface, il donnera une roche volcanique telle que la rhyolite ou l’andésite. La richesse en silice implique une forte viscosité du magma, d’où un mauvais dégazage et des éruptions explosives (montagne Pelée en 1902, Vésuve, Mont Saint Helens…) Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites B. Une cristallisation fractionnée expliquant la diversité des roches rencontrées Cf p.196-197 La cristallisation des minéraux dépendant de la température, les amphiboles sont les premiers à cristalliser alors que le mica blanc et le quartz cristallise à des températures plus basses. Ainsi, une roche riche en amphibole et pauvre en quartz (diorite, andésite) proviendra d’un magma peu différencié, alors qu’une roche riche en mica blanc et en quartz (granite, rhyolite) sera issue d’un magma très différencié. Cln : Les zones de subduction sont donc le siège d'une importante activité magmatique qui aboutit à une production de croûte continentale. Ainsi ce chapitre a permis de comprendre un exemple d’accrétion (= constitution, accroissement) continentale au niveau des zones de subduction. C’est le principal mécanisme de production de croûte continentale. En effet, l’accrétion produite par anatexie crustale associée à la collision (cf TP3) est globalement compensée par l’érosion. Quels sont les facteurs participant à l’érosion des chaînes de montagne et donc à son recyclage ? Thème 1-B-4 La disparition des reliefs Introduction : Tout relief est un système instable qui tend à disparaître aussitôt qu'il se forme. Il s’agit dans ce dernier chapitre d’appréhender le recyclage de la croûte continentale. Cf TP6 Altération et érosion I. L’étude des massifs anciens dans la compréhension de la disparition des chaînes de montagnes A. Les facteurs d’altération L’étude des chaînes de montagnes anciennes (Massif Central par ex) révèle une topographie très faiblement positive. De plus on y observe des roches plutoniques, donc initialement formées en profondeur. On en déduit qu’au cours du temps, les montagnes s’érodent, présentant ainsi à l’affleurement des roches formées en profondeur. Les facteurs d’altération peuvent être physiques (variation de T°C, vent, action mécanique des végétaux, action mécanique des glaciers…) mais également chimiques (eau, ions H+ libérés par les végétaux). L’altération par l’eau est la plus importante. L’érosion qui suit l’altération fait intervenir des agents de transport. * érosion : diminution d’un relief résultant du départ des produits d’altération. B. Le transport des particules altérées Les particules érodées se retrouvent dans les cours d’eau où elles sont transportées (en suspension ou en solution selon leur diamètre) ou bien elles y sédimentent, selon leur granulométrie et la vitesse du courant. La vitesse d’érosion est grande ~ qqs mm.an -1. Elle dépend du climat et du débit des fleuves drainant les reliefs, et de la hauteur du relief à éroder! III. Des réajustements isostatiques au fur et à mesure de l’érosion des reliefs La vitesse d’érosion étant estimée à qqs mm.an-1, soit qqs km.millions d’années-1, les chaînes de montagnes récentes comme les Alpes, formées il y 40 millions d’années devraient être totalement érodées. Comment expliquer le maintien du relief des montagnes récentes malgré l’érosion ? A. Le rebond isostatique L’érosion de 1km de relief d’une chaîne de montagne, entraîne un rééquilibrage par remontée du Moho de 0.8 km, on parle de réajustement isostatique. Ce rebond explique pourquoi l’érosion n’aplanit pas rapidement les chaînes de montagnes, elle est compensée par la remontée de la racine crustale. Par principe d’isostasie, si la chaîne perd 1km de hauteur : eCCf x dCC + eML x dML = eCCi x dCC A.N. 40 x 2.7 + 3.3 x eML = 41 x 2.7 eML = 2.7/3.3 eML = 0.8 km Ainsi, éroder 1 km de chaîne de montagne induit une remontée du Moho de 800 m. B. Un effondrement gravitaire au cœur des Alpes Un séisme étant une rupture brutale de roches, suite à l’accumulation de contraintes, dans un contexte de convergence il est normal d’enregistrer de nombreux séismes dans les Alpes. Or l’étude des séismes dans les Alpes, révèle dans certains endroits une rupture de type faille normale et non inverse ! En l’occurrence en plein cœur de la chaîne, les contraintes exercées semblent être de l’étirement et non de la compression, pourquoi ? Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique Traces écrites Cet étirement s’explique par le soulèvement de la chaîne dû au rebond isostatique. Ce soulèvement entraîne au cœur des Alpes des contraintes d’extension (comme les craquelures au centre d’un gâteau mis au four suite à son bombement). Aussi ces déformations tectoniques de type failles normales participent à un aplanissement de la chaîne. Conclusion générale : La lithosphère continentale est globalement stable mais dynamique, par rapport à la lithosphère océanique. En effet, de par sa faible densité, elle plonge rarement en subduction (sauf cas d’entraînement par la lithosphère océanique très dense), ce qui explique que la croûte continentale puisse conserver les roches les plus anciennes de la Terre. Si l’intense production de croûte continentale date essentiellement du Protérozoïque (p.196), on peut néanmoins noter quelques mécanismes d’accrétion continentale : les zones de subduction et dans une moindre mesure les zones d collision. Mais cette accrétion continentale est compensée par des mécanismes d’érosion et d’effondrement gravitaire lorsque la chaîne est en fin d’orogenèse. Ainsi, bien que globalement stable, on peut dire que la lithosphère continentale se recycle, mais les mécanismes mis en jeu diffèrent de ceux de la lithosphère océanique (accrétion a niveau des dorsales et recyclage par subduction totale). Établir un schéma bilan du cycle des matériaux de la croûte continentale.
