Chapitre 1 : La caracterisation du domaine continentale

 Thème 1, B Dégager les caractéristiques de la lithosphère continentale et en comprendre l’évolution à partir de donné de terrain Chapitre 1 : La caractérisation du domaine continentale I)
La notion d’isostasie La lithosphère terrestre est constitué de : -­‐ la croute terrestre (continentale ou océanique) -­‐ d’une partie du manteau supérieur La lithosphère est une couche superficielle, rigide, divisé en douze plaques mobiles et qui repose en équilibre sur l’asthénosphère, une zone moins rigide du manteau supérieur (voir schéma page 157). On observe en Scandinavie un soulèvement de la lithosphère à la suite de la fonte des glaces entre -­‐15 000 et -­‐7000 ans. Le modèle qui décrit cet équilibre est l’isostasie. Plusieurs hypothèses ont était formulées pour expliquer les variations d’altitude terrestre. Ces hypothèses font intervenir la notion de surface de compensation : la pression exercé par le poids des roches situé au dessus de cette surface est la même en tout point. Cette surface de compensation ce situe a la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère. II)
La différence d’altitude des continents par rapport aux océans La croute continentale est essentiellement constitué de roches magmatiques, surtout des roches voisines du granite et aussi de roche métamorphique avec une couverture superficielle de roche sédimentaire. Le modèle de l’isostasie montre qu’une croute continentale d’altitude moyenne de 870m à une épaisseur de 30 km. Alors que l’épaisseur moyenne de la croute océanique et des 5 km. L’augmentation de l’épaisseur de la croute continentale au niveau des chaines de montagne, avec une plus grande profondeur du Moho est lié à la présence d’une racine crustal en profondeur moins dense que le manteau. La croute continentale se distingue donc de la croute océanique par son épaisseur supérieur et sa densité qui est inferieur (2,8 – 2,9), ce qui dans le cadre de l’équilibre isostasique les différences d’altitudes moyenne entre l’océan et le continent. III)
Des indices tectoniques et pétrographiques de l’épaississement crustal a) Les indices tectoniques Dans les chaines de montagne on observe les indices révélateurs de contrainte compressive : -­‐ des plis : déformations souple de roche en profondeur -­‐ des failles inverses : des déformations cassantes dans des zones superficiels plus froide -­‐ des nappes de charriage qui résultent de déplacement de terrains sur des grandes distances en recouvrant les formations géologique (roches) en place alors qu’elles étaient initialement très éloignés. Plis, failles inverses et nappes de charriages sont des indices tectonique d’un raccourcissement et d’un empilement de roches a l’origine de l’épaississement de la croute. b) Les indices pétrographiques Les roches crustales subissent les conséquences des contraintes compressives, elles se transforment lors de leur enfouissement sous l’effet de pression et de température croissante. Ainsi on trouve dans les chaines de montagnes : -­‐ des roches métamorphiques tel que des schistes, des micaschistes et des gneiss, c’est a dire des roches qui ont subit des transformations chimiques en particulier la schistosité (étirement et orientation des minéraux) et minéralogiques a l’état solide, sans modifications chimique. -­‐ Des roches, tel que les migmatiques qui témoignent d’une fusion partielle de la croute lorsque la température et la pression s’élèvent encore plus Ainsi les résultats des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer le scenario de l’histoire d’une chaine de montagne ou orogenèse, dans un contexte d’affrontement de plaque tel que celle du Macif centrale ou celle des alpes. IV)
L’âge de la croute continentale La croute continentale est recyclée en permanence lors de la formation des chaines de montagne et de son érosion. Cependant, il reste des roches très anciennes qui ont permit de dater l’âge de la terre. En revanche, la plus ancienne croute océanique connu n’a que 200Ma car elle disparaît en permanence au niveau des fausses et reformé au niveau des dorsales. Les méthodes de radio chronologie permettent de telles datations. Elles sont fondées sur la connaissance de la désintégration radioactive d’éléments contenus dans les roches. Un élément radioactif, qualifié d’élément père (P) est constitué d’un atome instable qui se désintègre spontanément donnant naissance à un élément fils (F), et a une particule riche en énergie responsable du rayonnement radioactif. La proportion d’atomes radioactifs qui se désintègre par unité de temps est une constante immuable appelé λ. La période T est le temps nécessaire a al désintégration de la moitie des éléments radioactifs présent et caractéristique d’un élément donné. Connaissant cette valeur T, l’âge d’un échantillon peut être calculer grâce à la mesure d’une ombre d’atomes actuel P ou F. Cet âge correspond au temps t écoulée depuis la fermeture du système, c’est à dire depuis l’arrêt des échanges entre l’échantillon et le milieu fixant les valeurs initiale des éléments P et F. dans les roches magmatiques et métamorphique la fermeture du système correspond a la cristallisation des minéraux.