CHAPITRE 3 LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE

COURS ÉLÈVES TS 06/12/16
CHAPITRE 3 LE DOMAINE CONTINENTAL ET SA DYNAMIQUE
 En classe de première S ont été mises en place les principales caractéristiques de la tectonique des
plaques , mais l'attention s'est portée principalement sur le domaine océanique . Nous aborderons cette
année le domaine continental. Il s'agira de dégager les caractéristiques de la lithosphère continentale puis d'en
comprendre l'évolution en particulier à partir de l'étude des zones montagneuses.
Aucune plaque n'est formée que de lithosphère continentale. Celle ci est toujours associée à de la
lithosphère océanique. La limite entre lithosphère continentale et lithosphère océanique est appelée marge
continentale (bordures) . Nous développerons successivement:
- les caractéristiques des 2 types de lithosphères en travaillant au niveau des marges
- la formation des montagnes dans les zones de convergence
- la formation des roches continentales dans les zones de convergence
- la destruction des montagnes
3.1 Les marges continentales, frontières entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale
3.1.1 Les caractéristiques des 2 types de lithosphères :
La lithosphère est formée des roches rigides de surface , croûte et une petite partie du manteau.
Lithosphère océanique et lithosphère continentale se distinguent à plusieurs niveaux :
- au niveau de la nature des roches  : par rapport à la croûte océanique, la croûte continentale est
surtout formée de roches voisines du granite = granitoïdes (basaltes/gabbro pour la croûte océanique).
- au niveau de l' épaisseur de la croûte : plus grande pour le continent, 30 km en moyenne (5-10 km
pour la croûte océanique)  .
- au niveau de l'âge: qui peut aller jusqu'à 4 milliards d'années (Ga) pour le continent (alors que la
croûte océanique n'excède pas 200 Ma  ). Cet âge est déterminé par radiochronologie (= technique
basée sur la décroissance radioactive naturelle de certains éléments au cours du temps). 
- au niveau de la densité : plus faible pour le continent (2,7 en moyenne pour la croûte et 3,1 pour
la lithosphère) que pour l'océan (2,9 pour la croûte océanique, jusqu'à 3,28 pour la lithosphère). Les
différences d'altitude moyenne entre les continents et les océans s'expliquent par ces différences de
densités crustales.
Comme la lithosphère océanique lors de sa formation, la lithosphère continentale est moins dense
que l'asthénosphère sur laquelle elle repose ; L'asthénosphère étant ductile (visqueuse) se comporte
comme un fluide. La lithosphère subit donc une force verticale qui la maintient en surface, elle « flotte »
sur l'asthénosphère. On parle d'isostasie (ou d'équilibre isostatique) .
Si la lithosphère s'amincit ou s'épaissit, l'équilibre est rompu entraînant un mouvement vertical pour
rétablir l'équilibre. On parle de réajustements isostatiques.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 1 Sur 8
Granite
Densité des couches de
surface de la Terre

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3.1.2 Évolution de la lithosphère océanique et de la marge continentale au cours du temps
3.1.2.1 Formation du fond océanique et création d'une marge continentale
Lorsque des remontées de chaleur ont lieu sous un continent, elles peuvent conduire à un
amincissement de la lithosphère continentale.
Cet amincissement peut être suivi d'une fracturation du
continent avec formation de failles normales (zone de rift
continental) puis d'un écartement des 2 morceaux du
continent lié aux mouvements de matière sous la plaque
(divergence) .
Le continent initial s'est donc divisé en 2 continents comportant chacun une marge
continentale (bordure) et séparés par une dorsale, zone où se forme la nouvelle croûte océanique
. Dans un premier temps cette marge coïncide avec la frontière de plaque, elle présente des
signes d'activité (séismes, volcanisme), et peut donc être qualifiée de marge active.
3.1.2.2 Évolution de la marge active en marge passive du fait de la divergence
En permanence, de la lithosphère océanique est
produite au niveau des dorsales. L'écartement des 2
plaques nouvellement formées au niveau de la dorsale
éloigne la marge continentale de la zone d'activité
transformant les marges actives en marges passives. Les
failles normales créées dans la phase initiale demeurent
comme témoin de la phase de divergence initiale.
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s'épaissit. Cela provoque
une augmentation de sa densité, elle s'enfonce alors progressivement dans l'asthénosphère, on parle
de subsidence (enfoncement) thermique (liée à des changements de température).
3.1.2.3 Évolution de la marge passive en marge active du fait de la subduction
À un moment donné la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à celle de
l'asthénosphère, la lithosphère s'enfonce alors dans l'asthénosphère, on parle de subduction
océanique . Il y a ensuite traction en profondeur de la plaque par la lithosphère océanique dense
plongeante. En raison de ce phénomène, en surface, son âge n'excède pas 200 Ma.
Au niveau de la zone de subduction, la lithosphère continentale se sépare de la lithosphère
océanique plongeante. Il y a formation d'une nouvelle frontière de plaque avec convergence  des
2 lithosphères et apparition de séismes, montagnes et volcans. La marge passive redevient active.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 2 Sur 8
Formation de la lithosphère
océanique sous les dorsales
2 10 15 25 30 40 60 80 100
3,05
3,1
3,15
3,2
3,25
3,3
Evolution de la masse volum ique de la lithosphère en fonction de son age
Masse volumique lithosphère
Masse volumique asthénosphère
Age en millions d'années
Masse volumique en tonnes par m3

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3.2 Les chaînes de montagnes, conséquences tectoniques de la convergence
3.2.1 Indices tectoniques sur l'origine des chaînes de montagnes :
L'observation des roches en montagne montre des plis, des failles inverses , des nappes.
Diaporamas sur les failles /plis
Ces indices tectoniques (échelle kilométrique ou plus) plaident pour un raccourcissement de la
lithosphère continentale des zones concernées.
3.2.2 Indices pétrographiques sur l'origine des chaînes de montagnes :
Par ailleurs, on peut observer des roches continentales
métamorphiques  (voir 332) et magmatiques (passées à
l'état liquide) . Ces transformations impliquent un passage
à haute température et/ou pression, donc un passage à grande
profondeur.
Ces roches sont des indices pétrographiques
(observables à petite échelle) plaidant pour un enfoncement
des roches continentales lié à un épaississement de la croûte
continentale dans ces zones.
3.2.3 Les ophiolites, indices d'une subduction antérieure
Rappel : Au niveau des dorsales, la divergence des plaques permet la mise en place d’une lithosphère
nouvelle à partir de matériaux du manteau . Un manteau plus chaud remonte sous les dorsales, en
remontant il subit une baisse de pression ce qui entraîne sa fusion partielle et donc la production de
magma. Le magma produit remonte par les failles liées à la zone d'écartement    et forme la
nouvelle lithosphère. Elle est constituée de basalte en surface (refroidissement rapide ), de gabbro
sous les basaltes (refroidissement lent) et de péridotite sous le gabbro (reste du manteau non fondu).
On retrouve au milieu des chaînes de montagnes des associations de roches du type décrit ci-dessus
(basalte, gabbro, péridotite). On appelle ces associations de roches des ophiolites . Associées à
d'anciennes marges continentales passives (failles normales, blocs basculés), elles semblent être les
traces d'un domaine océanique présent avant la formation de la montagne et aujourd'hui disparu.
Tous ces indices plaident pour un raccourcissement de la lithosphère continentale dans ces zones.
Ce raccourcissement provoque un empilement de couches et un épaississement de la lithosphère. Un
raccourcissement de la lithosphère implique des forces de compression et donc un mouvement de
convergence.
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 3 Sur 8
Localisation de la suture entre
2 lithosphères continentales
Indices tectoniques de convergence
Indice pétrographique de convergence
Nappe

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3.2.4 Un scénario sur la formation des chaînes de montagnes :
Compte tenu du caractère ductile de l'asthénosphère située sous la lithosphère, l'épaississement se
fait non seulement vers le haut (montagnes), mais aussi vers le bas (racines des montagnes).
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 le domaine de la convergence à l'échelle
lithosphérique. La convergence des plaques est la cause de la formation des chaînes de montagnes. La
subduction peut être suivie d'une collision entre 2 lithosphères continentales . La lithosphère continentale est
entraînée à la suite de la lithosphère océanique. Une partie de la lithosphère continentale est subduite, empilée,
épaissie et subit des transformations importantes (magmatisme et métamorphisme).
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 4 Sur 8
La lithosphère océanique est en
subduction.
Les lithosphères continentales entrent en
collision.
Certaines roches continentales sont
entraînées à grande profondeur formant
des écailles.
Les 2 lithosphères continentales se
collent.

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3.3 Les roches continentales, conséquences pétrographiques de la convergence
3.3.1 Le magmatisme en zone de subduction, une source de nouveaux matériaux continentaux
Dans les zones de subduction existe une importante
activité magmatique. Des volcans émettent des laves
souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions
sont fréquemment explosives . Comment expliquer ce
magmatisme à partir de roches plutôt froides (venant de la
surface) et subissant une augmentation de pression
(plongeantes) ? 
L'analyse de la composition des
minéraux composant ces roches
volcaniques montre la présence de
minéraux hydratés. Or, les expériences
de laboratoire montrent que la présence
d'eau peut, dans certaines conditions,
faciliter la fusion des roches.
La mise en relation de ces
éléments conduit à considérer que la
subduction des matériaux de la croûte
océanique provoque la déstabilisation
de certains minéraux et leur
déshydratation. Cela libère de l'eau
que la croûte a emmagasinée au cours
de son histoire, ce qui provoque la
fusion partielle des péridotites du
manteau sus-jacent. Une fraction des
magmas arrive en surface conduisant à
un volcanisme produisant des roches de
type andésite. La plus grande partie du magma cristallise en profondeur et donne des roches à structure
grenue de type granodiorite (~granitoïdes).
Un magma, d'origine mantellique (péridotite), aboutit ainsi à la création d'un nouveau matériau
continental (granitoïdes) : on parle d'accrétion
(accroissement) continentale. Cette accrétion se
produisant dans les zones de subduction, elle se fait
autour des continents préexistants. Les continents
grandissent ainsi progressivement par leur périphérie,
constitués d'un centre très âgé auquel viennent s'accoler
des roches plus récentes.
Noter que l'accrétion peut également se faire en
moins grande quantité au niveau du prisme
d'accrétion (zone d'accumulation de sédiment au
contact entre les 2 plaques)
Par ailleurs, les roches continentales
entraînées à grande profondeur peuvent subir une
fusion partielle conduisant à la formation de roches
au moins partiellement magmatiques (granites par
exemple, voir partie 342).
Daniel Devallois 74160 St Julien en genevois 5 Sur 8
Métamorphisme et magmatisme liés à l'enfoncement de la
lithosphère océanique dans les zones de subduction
Modifié de http://www.lethist.lautre.net/epicentre.htm