Les caractéristiques de la lithosphère continentale I

Les caractéristiques de la lithosphère continentale
I-
Composition et densité de la croûte continentale
La croûte correspond à la partie supérieure de la lithosphère. Elle est séparée du manteau
supérieur par le Moho, qui est une discontinuité chimique. La croûte peut être continentale
(30% de la surface de la Terre) ou océanique (70% de la surface de la Terre).
La croûte continentale est formée de : Granite : 40% Gneiss : 55% Roches sédimentaires : 5%,
sur 2 à 3 km en surface.
Le granite est une roche magmatique plutonique (Les roches plutoniques (ou intrusives) se
forment lors du refroidissement d'un magma en profondeur. La lenteur du processus (jusqu'à
plusieurs dizaines de milliers d'années) permet aux roches de cristalliser. Ces roches sont
généralement grenues.) Elle est essentiellement composée de feldspath, quartz et mica.
Le gneiss est une roche métamorphique (Une roche métamorphique est un type de roches dont
la formation a pour origine la transformation à l'état solide des roches sédimentaires,
magmatiques ou encore métamorphiques, en raison des modifications des paramètres physicochimiques du milieu dans lequel elles évoluent dont la pression et la température et se traduit
par une modification de la texture, de l'assemblage minéralogique à l'équilibre ou de la
composition chimique de la roche. La roche originelle d'une roche métamorphique est appelée
le protolithe.) issue de la métamorphisation du granite. Elle est également essentiellement
composée de feldspath, quartz et mica..
La croûte continentale a une densité moyenne de 2,7, à la différence de la croûte océanique,
qui a une densité de 2,9. Cette différence est due aux roches composant l'une et l'autre des
croûtes, le granite et le gneiss sont en effet moins denses que le basalte et le gabbro.
II-
Epaisseur de la croûte continentale
A) L'isostasie
On peut observer des différences d'altitude entre océans et continents. Ces différences
s'expliquent par des différences de racines crustales. Une racine crustale est un épaississement
en profondeur de la croûte continentale. Cette racine est liée au principe d'isostasie.
L'isostasie est basée sur le principe de la compensation du relief. Un excès de masse en surface
(relief) sera compensé par un excès de masse en profondeur (une racine crustale). Inversement,
un déficit de masse en surface sera compensé par un déficit de masse en profondeur (la
remontée du manteau). Une chaîne de montagnes aura, par le principe de l'isostasie, une
importante racine crustale pour compenser le relief en surface. Ainsi la lithosphère, composée
de la croûte et du manteau supérieur, est en équilibre isostatique sur l'asthénosphère qui est
ductile. Ces deux couches sont séparées par la LVZ qui se situe entre 100 et 200 km de
profondeur et correspond à un isotherme de 1300 °C.
Au sein de la lithosphère continentale, la croûte mesure entre 30 km de profondeur en plaine,
et 70 km de profondeur en zone montagneuse, avec un manteau supérieur d'épaisseur à peu
près égale sous les différents reliefs.
Une racine crustale est l'épaississement en profondeur de la croûte continentale sous les reliefs
selon le principe de l'isostasie.
Les montagnes présentent une importante racine crustale.
Isostasie et racine crustale selon le modèle d'Airy
B) Les indices d'un épaississement de la croûte continentale
1) Généralités sur les chaînes de montagnes
Les chaînes de montagnes sont issues de mouvements convergents des plaques.
Les Alpes sont une chaîne de montagnes hautes d'Europe. Cette chaîne est actuellement en
formation. Il y a 160 millions d'années, l'océan Liguro-piémontais s'est ouvert entre les plaques
Africaine et Eurasiatique, et a continué à s'ouvrir jusqu'à il y a 100 millions d'années, quand
le mouvement des plaques Africaine et Arabique s'est inversé en remontant contre la plaque
Eurasiatique. L'océan s'est fermé jusqu'à la collision actuelle.
2) Les indices tectoniques
La formation d'une chaîne de montagnes se traduit par une compression importante des
lithosphères de deux plaques continentales en collision. Cette compression aboutit à un
raccourcissement et un épaississement des croûtes. Ces phénomènes appliqués à des roches
rigides se traduisent par des indices tectoniques physiques :
•
Plis, Failles inverses, Chevauchements, Nappes de charriages, qui sont des
chevauchements de grande envergure.
3) Les indices pétrographiques
La pétrologie est la science des roches et de leur formation. Au cours de la collision, les roches
s'empilent et témoignent de leur ancienne localisation. On retrouve ainsi dans les Alpes des
ophiolites. Les ophiolites sont des schistes bleus, verts et des éclogites, qui sont des roches qui
se forment au cours des subductions. Elles témoignent ainsi de la fermeture de l'ancien océan.
Une ophiolite est un morceau de plancher océanique remonté à la surface au cours d'un
mouvement de convergence des plaques ayant mené à une collision. Les schistes verts
retrouvés dans les Alpes sont des ophiolites.
Il y a beaucoup de roches métamorphiques qui montrent une schistosité (feuilletage en plans
parallèles) et une foliation (qui se superpose à la schistosité et donne un aspect ruané à la
roche et dont la structure se caractérise par une alternance de lits minéralogiques qui reflètent
les contraintes qu’elles ont subi lors de leur formation
Au cours de la compression des roches, les conditions de pression et de température changent
et entraînent une métamorphisation des roches. On retrouve dans les chaînes de montagnes :
•
•
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Des gneiss : formés par métamorphisation des granites
Des migmatites : formés par anatexie qui est une fusion partielle d'une roche
métamorphique, ici le gneiss.
Des granites d'anatexie : formés par fusion complète du gneiss. Un granite d'anatexie
est un granite formé à partir de la fusion complète du gneiss, lui-même issu de la
métamorphisation du granite.
Formation des migmatites et des granites d'anatexie à partir du granite
De plus, la minéralogie particulière des roches métamorphiques témoigne d’un enfouissement
car les minéraux se transforment au-delà d’un certain domaine de température et de pression
III-
L'âge de la croûte continentale
La croûte continentale est plus âgée que la croûte océanique, jusqu'à 4 milliards d'années. On
la date par datation absolue, qui s'appuie sur la radiochronologie.
Chaque minéral intègre des éléments de son environnement au cours de sa cristallisation, et
notamment des éléments radioactifs nommés isotopes.
Les isotopes sont des atomes qui n'ont de différent que leur nombre de neutrons. Ils peuvent
être radioactifs et se désintégrer en perdant un neutron pour devenir un isotope fils plus
stable.
A la fin de la cristallisation, nommée fermeture du système, le minéral a intégré un certain
nombre d'isotopes radioactifs de différents éléments qui vont se désintégrer en isotopes fils
stables au cours du temps.
On utilise le couple Rubidium/Strontium pour dater les roches de la croûte continentale, et
plus précisément :
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Le 86Sr qui est un élément stable.
Le 87Sr qui est également un élément stable.
Le 87Rb, isotope père radioactif, qui va se désintégrer en 87Sr fils stable.
Au temps 0, il y a un nombre fixe de 86Sr. Au fur et à mesure du temps, le 87Rb père
radioactif va se désintégrer en 87Sr fils stable qui va s'ajouter au nombre de 87Sr intégrés à la
fermeture du système.
Chaque minéral va intégrer un nombre différent d'isotopes, mais le rapport 87Sr/86Sr sera
toujours le même au temps 0. Par contre, au cours du temps, ils auront des rapports
87Sr/86Sr et 87Rb/86Sr différents. On mesure donc ces rapports dans différents minéraux
d'une même roche de façon à obtenir une droite des rapports 87Sr/86Sr sur 87Rb/86Sr. On
mesure la pente de cette droite de façon à obtenir l'âge de cette dernière selon la formule :
t=ln(p +1)λ
Exemple de graphique obtenu par datation au rubidium/strontium des trois minéraux d'une
même roche