Thème 1-B - Le domaine continental et sa dynamique

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 1er 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

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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.

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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.

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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 sus-
jacent.
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…)

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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 ?