Chapitre I CARACTERISATION DU DOMAINE CONTINENTAL.

Chapitre I CARACTERISATION DU DOMAINE CONTINENTAL.
Le domaine continental est en grande partie émergé avec par endroits des reliefs élevés : les chaînes de
montagne.
Le domaine continental est constitué en profondeur de la lithosphère : enveloppe rigide superficielle
comprenant la croûte (30 Km) et le manteau lithosphérique ( 70 Km) d’une épaisseur moyenne de 100Km
Il se distingue du domaine océanique par sa croûte.
 Problème : Quelles sont les caractéristiques du domaine continental ? Qu’est ce qui
caractérise les chaines de montagnes ?
I/ Les caractéristiques de la lithosphère continentale : TP1
1) La densité de la croûte continentale
La croûte continentale est majoritairement constituée de roches magmatiques plutoniques (= roches issue
d’un refroidissement lent d’un magma en profondeur --- texture grenue = entièrement cristallisée)
Ex : granite : 3 minéraux jointifs : quartz feldspath micas
RQ : d’autres roches constituent la CC en + faibles proportions : métamorphiques, sédimentaires.
→ Cette composition pétrographique (roche) explique sa faible densité par rapport à la C0
→ La croûte fait partie d'une couche plus épaisse, la lithosphère, de même composition pour les
domaines continentaux et océaniques. Donc la lithosphère continentale est moins dense que la
lithosphère océanique.
Domaine continental
Domaine océanique
Croute
Roches
Granite
Basalte + gabbro
Densité
2,7
2,9
ML
Roche
Péridotite
Densité
3,3
Un équilibre s'établit entre lithosphère et asthénosphère.
2) La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère
La lithosphère rigide, découpée en plaques, repose en équilibre sur l'asthénosphère plus dense,
moins rigide donc plus déformable (=ductile). Cet état d’équilibre des masses de la lithosphère /
asthénosphère est appelé isostasie.
Animation : http://www.geo.cornell.edu/hawaii/220/PRI/isostasy.html

Ex : soulèvement lithosphérique en Scandinavie dû à la fonte de la calotte glacière depuis -21000
ans.
La fonte de cette calotte modifie l'équilibre des forces existant entre la lithosphère et l'asthénosphère sous-
jacente qui se comporte comme un fluide par rapport à la lithosphère.
Un rééquilibrage s'opère, très lentement, par une remontée de l’asthénosphère jusqu’à un nouvel
équilibre : rééquilibrage isostatique (mouvement vertical). Ce mécanisme est donc basé sur la poussée
d’Archimède.
Donc les plaques lithosphériques sont animées de mouvements horizontaux (tectonique des plaques) mais
aussi de mouvements verticaux.
Plusieurs hypothèses ont été formulées au XIXème siècle pour expliquer les variations d’altitude de la
surface terrestre (= réajustement isostatique) : elles font intervenir la notion de surface de compensation :
surface mathématique où la pression exercée par le poids des roches situées au-dessus de cette surface est
la même en tout point de celle-ci.
→ 2 modèles permettent d’illustrer cette notion :
→ Il faut rechercher l’épaisseur de la CC sous une chaîne de montagne/ en plaine pour valider un des 2
modèles = profondeur du moho

3) L’épaisseur de la croûte continentale
Le modèle de l'isostasie établit que pour une altitude moyenne de la croûte continentale
de 800m, l’épaisseur de celle-ci est d’environ 30 km = profondeur du Moho
→ On recherche la profondeur du moho sous une chaine de montagne pour valider un des 2 modèles
(Pratt ou Airy)
Doc 3 p 151 :
→ Compléter la coupe A-B
Au niveau des chaînes de montagne, la surcharge du au relief en surface (plusieurs
centaines à milliers de m) est compensé en profondeur par un épaississement de la croûte
(plusieurs dizaines de km) appelé racine crustale.
Le modèle d’isostasie d’ Airy correspond à ces observations. : la croûte a partout la même
densité et sous les reliefs elle est épaissie de manière à créer un flotteur plus léger que le
manteau sous-jacent
Doc 4 p 141 : Calcul de l’épaisseur de la racine crustale en fonction de l’altitude du relief
→ Faire le calcul permettant d’aboutir au résultat : R = 5,6h
La partie enfouie de la montagne, la racine crustale, est 5 à 6 fois plus épaisse que sa
partie émergente = altitude.
Cette valeur est confirmée par les données sismiques ( Voir exercice AP à la rentrée)

RQ : Le modèle de Pratt est représentatif des océans, où la croûte a une épaisseur constante de 7Km : elle
se refroidit en s'éloignant de la dorsale entrainant une augmentation de densité.
→ Quelle est l'origine d'un tel épaississement ? L’âge de la croûte continental peut-il l’expliquer ?
4) L’âge de la croûte continentale (TP2 )
Doc 4 p 149 : L’âge de la croûte océanique n’excède pas 200Ma alors que celle de la croûte continentale
peut atteindre plus de 4 Ga . Cet âge est déterminé par la radiochronologie qui utilise la radioactivité
naturelle des roches.
RQ : Henri Becquerel, en 1896, fut à l’origine de la découverte de la radioactivité naturelle qui
diminue de façon exponentielle au cours du temps.
Doc 1 p 148 : La radiochronologie des roches magmatiques est fondée sur la décroissance radioactive
naturelle (= diminution de la radioactivité au cours du temps) .
On prend l’exemple d’une roche magmatique plutonique : le granite (voir doc p 140 + doc 1 p 146)
Et du couple de géochronomètre 87Rb/87Sr
Lorsque le magma se refroidit, il y a cristallisation : des minéraux se forment incorporant des éléments tels
que le Rubidium (87Rb0) isotope radioactif instable et le Strontium (86Sr0) isotope stable non radioactif.
A t0, dès que la roche est formée (après refroidissement complet du magma), il n’y a plus d’échange avec
l’extérieur. Celle-ci contient une certaine quantité de 87Rb0 et de 86Sr0
Au cours du temps, le 87Rb, isotope radioactif instable se désintègre progressivement en 87Sr,
isotope non radioactif stable en émettant des particules radioactives.
Isotope radioactif instable → isotope non radioactif stable
87Rb → 87Sr + particules radioactives
Grâce aux données pétrographiques et sismiques on sait que l’épaisseur de la CC varie en fonction des reliefs :
30Km en moyenne au niveau des plaines.
plus importante au niveau chaînes de montagne (jusqu'à 70km).
De moins en moins importantes au fur et à mesure que l'on s'approche de la lithosphère océanique

A t, au moment de la récolte de la roche (au bout d’un certain temps), il y a donc :
- Une certaine quantité de 87Srt issue de la désintégration
- Une certaine quantité de 87Rbt non désintégré.
- Une certaine quantité de 86Sr0 initialement présent dans la roche
Grâce au spectromètre de masse, on mesure les rapports isotopiques : 87 Srt / 86Srt et 87 Rbt / 86Srt
(densité différente) de différents minéraux d’une roche à un temps « t ». (comme les minéraux ont une
composition chimique différente, il incorporent du Rb et Sr dans des proportions différentes).
Les mesures des rapports isotopiques permettent de construire une droite isochrone Rb/Sr.
L’âge important de la croûte continentale laisse supposer une accumulation des roches au cours du
temps en lien avec un épaississement. Ceci explique la profondeur du moho plus importante dans le
domaine continental par rapport au domaine océanique.
→ On recherche donc les indices de cet épaississement (Voir sortie géol)
L’équation de la droite isochrone est : y= ax+b.
87Srt / 86Srt =(et – 1) x (87Rbt/ 86Srt) + 87Sro / 86Sro
Y
= a x + b
Y = quantité de
87Srt issue de la désintégration
X = quantité de
87Rbt
restant (pas encore désintégré).
b = quantité de
87Sro
initialement présent dans roche
a = coefficient directeur = pente = temps de
désintégration qui dépend de la constante de
désintégration
Grâce au coefficient directeur on peut déduire l’âge
de la roche « t » selon l’équation
a = et – 1
t = ln (a+1)/λ : Constante de
radioactivité
Plus le coefficient directeur est
important plus l’âge de la roche est
élevée.
→Voir exo fin TP2