TS-T1B Le domaine continental et sa dynamique Chapitre 1

TS-T1B Le domaine continental et sa dynamique
Chapitre 1
Les particularités du domaine continental.
I.
Quelques caractéristiques de la croûte continentale. TP n°4
A. Reliefs.
L’altitude moyenne la plus fréquente sur les continents est de 300m (sous les océans l’altitude la plus fréquente est de 4800m).
Les reliefs continentaux sont moins accentués que sous les océans. Ces différences d’altitude moyenne s’expliquent par
des différences de roches (granites sur les continents / basaltes et gabbros sous les océans), l’action d’une érosion
continentale beaucoup plus importante.
B. Nature des roches continentales.
La croûte continentale est principalement formée de roches voisines du granite.
Les roches continentales sont :
- des roches magmatiques comme les granites issues du refroidissement d’un magma et représentent 44,5% du volume
crustal).
- des roches sédimentaires (11% issues de l’accumulation de sédiments en surface, ce sont les calcaires, grès et
argiles).
- des roches métamorphiques comme les gneiss (44,5%, transformation à l’état solide des roches sédimentaires ou
magmatiques).
La croûte océanique est principalement formée de basaltes et gabbros (feldspaths plagioclases + pyroxènes).
Les croûtes étant composées de roches différentes, elles sont de densité différente : 2,7 pour la CC et 2,9 pour la CO.
C. Epaisseur :
L’étude de la propagation des ondes sismiques permet de localiser les discontinuités dans les profondeurs de la Terre
(discontinuité = limite entre 2 couches différentes, 2 milieux différents).
La première discontinuité se trouve en moyenne à 6-7 km de profondeur sous les océans et à environ à 30km de
profondeur sous les continents en plaine : c’est la limite croûte/manteau, le Moho ou discontinuité de
Mohorovicic. Sous les chaînes de montagne récentes le MOHO peut atteindre 80-100 km de profondeur !!
D. Age : utilisation d’Excel pour déterminer l’âge d’une roche
Les roches continentales les plus âgées ont 3,8Ga (Giga = milliards = M̿) alors que les roches océaniques ont moins de
200Ma (M=millions). Cette différence est due au renouvellement permanent de la lithosphère océanique créée au niveau
des dorsales et qui disparait dans les zones de subduction.
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.
Lors de la cristallisation d’un magma, les minéraux incorporent différents isotopes
des éléments Rb et Sr en petite quantité. Dans la roche issue de la cristallisation, le
87
Rb instable se désintègre en
masse de la quantité de
87
87
Rb et
Sr au cours du temps, selon une loi exponentielle décroissante. La mesure par spectrométrie de
87
Sr dans différents minéraux de la roche permet ainsi de déterminer son âge.
On trace une droite isochrone dont la pente nous donnera par calcul l’âge de la roche
âge de la roche = Ln(pente +1)/λ
où λ est la constante de désintégration du couple 87Rb/87Sr (donnée dans les exercices).
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TS-T1B Le domaine continental et sa dynamique
Caractéristiques Lithosphère Continentale
Organisation verticales
Caractéristiques Lithosphère Océanique
Chapitre 1
BASALTE (magmatique microlithique)
Activité 1
Olivine
Composition des roches caractéristiques
GRANITE (magmatique grenue)
Pyroxène
Quartz
Plagioclase en
baguettes
Verre volcanique
Biotite
GABBRO (magmatique grenue)
Feldspath
plagioclase
Olivine
Pyroxène
Densité
Activité 1
Age augmentant en s’éloignant de la dorsale :
De 0 à 180-200 Ma.
A déterminer avec la carte géologique :
Altitude moyenne : 4800m
Activité 2 :
Reliefs très pointus, très accentués.
Altitude moyenne 300m reliefs continentaux plus bas et
Reliefs
Basalte = 2,9
Gabbro = 3
Péridotite = 3,3
Age
Plagioclase
Granite = 2,7
De 0 à 2,7 Ga (donc beaucoup plus vieille que CO,
renouvellement constant)
moins accentués que reliefs sous marins.
Relief arrondi sur les montagnes vieilles et plus pointus,
plus acéré sur les montagnes jeunes
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II.
Chapitre 1
Isostasie et mouvements verticaux de la lithosphère continentale. TP 5
Constat : Le Moho n’est pas partout à la même profondeur. La croûte continentale est plus épaisse sous les montagnes
que sous les plaines.
L’isostasie traduit l’état d’équilibre de la lithosphère par rapport à l’asthénosphère sous-jacente. Cet équilibre est réalisé à
une certaine profondeur dite « profondeur de compensation » pour laquelle la pression de charge est la même en tout
point.
Il existe 2 modèles principaux d’isostasie :
- Le modèle d’Airy qui est adapté à la lithosphère continentale pour lequel la masse volumique de la croûte est constante.
- Le modèle de Pratt qui est plus adapté à la lithosphère océanique. (Voir livre p 145)
Attention ici il ne s’agit pas de la croûte en
équilibre sur le manteau mais bien de la
lithosphère continentale sur
l’asthénosphère
La lithosphère rigide repose en équilibre sur l'asthénosphère ductile. La limite entre les deux correspond à l'isotherme
1300°C, température à laquelle la péridotite devient plus ductile.
La lithosphère est en équilibre isostatique au niveau de la surface de compensation. Au-dessus de cette surface de
compensation, toute colonne de lithosphère continentale est de même poids (modèle d'Airy). L'excédent de masse
constitué par les reliefs montagneux est compensé en profondeur par un déficit de masse (Racine crustale). En effet les
roches de la croûte continentale sont moins denses que la roche du manteau lithosphérique, la péridotite
Toute variation du poids de cette colonne se traduira par des mouvements verticaux affectant cette colonne
(c’est un peu le principe d’Archimède !) car l’équilibre sera alors rompu.
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