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Thème 1 : La dynamique des plaques
lithosphériques - épisode 2 : Le domaine
continental
Introduction (voir cours 1ère) :
Jusqu'au début du XXème siècle, les géologues pensaient que les continents sont
fixes et immuables. Ce n'est qu'en 1912 que Wegener propose une mobilité horizontale
des continents. Il pensaient que les continents étaient auparavant réunis en un
supercontinent : la Pangée qui s'est disloqué et les continents auraient dérivé pour arriver
à leur place actuelle. Sa théorie repose sur différents arguments :
– des fossiles d'une même espèce se trouvaient sur des continents différents ;
– les tracés des côtes Américaines et Européennes sont complémentaires ;
– des indices de glaciation identiques sont présents sur des continents différents.
Il se met ainsi à penser que les continents peuvent dériver. Durant tout le XXème siècle
les chercheurs ont validé certains aspects de sa théorie et invalidé d'autres. Les forces
étant imaginées par Wegener étaient trop faibles pour déplacer les continents.
Sa théorie a évolué pour devenir les mouvements de la tectonique des places. 12
plaques existent et se déplacent sur l'asthénosphère. Leur mouvement est d'apparence
linéaire et des failles transformantes se créent à cause de leur mouvement. La lithosphère
est composée par la croûte ainsi que par la partie rigide du manteau supérieur. La croûte
océanique occupe les 2/3 de la lithosphère et la croûte continentale 1/3. L'asthénosphère,
elle, est composée de l'autre partie, ductile, du manteau supérieur. La LVZ est une zone
particulièrement ductile du manteau permettant le déplacement des plaques.
Quelle est la place de la lithosphère continentale dans la dynamique de
la tectonique des plaques ?
Chapitre 1 : Les caractéristiques du domaine continental
I) La nature de la croûte continentale (voir recherche 1)
La croûte continentale est plus épaisse que la croûte océanique, 30 km contre 8.
Elle est moins dense : 2,6 contre 2,8 pour la croûte océanique. Elle est composée de
différents types de roches, principalement du granite contrairement à la croûte océanique
qui est principalement composée de grabbro.
Rappels de première :
La croûte continentale a une épaisseur de 30 km et est composée de granite (densité : 2,4
à 2,9) de structure grenue. Ses minéraux constitutifs sont principalement du quartz, des
micas (biotite et/ou muscovite), des feldspaths potassiques (orthoses) et des plagioclases.
La croûte océanique a une épaisseur de 8 km et est composée de basalte (densité : 2,7 à
3) de structure microlitique et de grabbro (densité : 2,9 à 3,2) de structure grenue. Le
basalte est essentiellement composé de plagioclases, de pyroxènes, d'olivine, et de
magnétite. Le gabbro est composé de plagioclase, de pyroxène, d'amphibole et d'olivine.
Le gabbro est une roche plutonique issue de la fusion partielle de la péridotite mantellique
au niveau de la dorsale ayant subi, contrairement au basalte, un refroidissement lent, donc
une
cristallisation
complète.
Les
roches volcaniques
correspondantes
sont
ainsi
les
basaltes.
Le manteau est lui
composé
de
péridotite (densité :
3,2
à
3,4)
de
structure
grenue.
Elle
est
principalement
formée de pyroxène
et d'olivine.
Le
noyau
est
composé de fer et
de nickel. Le noyau
externe est aussi
appelé
noyau
supérieur et le noyau
interne est aussi appelé gaine.
II) Origine de l'épaisseur de la croûte
On trouve sur les continents des indices tectoniques de contrainte de compression.
Il en existe 3 types :
– les failles inverses ;
– les plis ou plissements ;
– les chevauchement ou nappes de charriages.
Ces indices montrent un empilement de masse rocheuse qui explique
l'épaississement de la croûte. Les structures les plus jeunes de ce type sont rencontrées
dans tous les massifs montagneux. On peut donc suggérer que l'épaississeur du domaine
continental trouve son origine au niveau de la formation des montagnes.
On note que l'épaississement en hauteur est faible par rapport à ce que l'on peur
observer en profondeur : sous les Alpes le MOHO descend jusqu'à 60 km de profondeur.
→ C'est ce qu'on appelle la racine crustale.
Comment expliquer l'enfoncement de la croûte dans le manteau au niveau des
montagnes ?
III) L'enfoncement conséquence de l'épaississement (voir recherche 3)
La croûte continentale est plus enfoncée dans le manteau au niveau des
montagnes car sa masse y est plus importante. En effet, la lithosphère est en équilibre
mécanique avec l'asthénosphère.
La masse de la lithosphère varie (érosion, collision, mise en place ou fonte de
glacier, …). Lorsque la masse varie, une compensation s’opère par un ajustement de son
enfoncement dans l'asthénosphère ductile (ductile car sinon elle ne pourrait pas se
déformer). C'est ce qu'on appelle l'isostasie ou équilibre isostatique. Ainsi, au niveau des
chaînes de montagne, le relief positif s'accompagne d'une racine crustale importante. Il y a
subsidence lorsque la lithosphère gagne de la masse et s'enfonce dans l'asthénosphère et
rebond lorsqu'elle en perd et qu'elle s'élève.
→ Nous remarquons sur une simulation
faite avec le logiciel Isostasy que les
Alpes devraient avoir une racine crustale
moins importante. En fait, elles sont en
plein rebon isostatique.
Que deviennent les roches de la racine crustale ?
IV) Des transformations liées à l'enfoncement (voir recherche 4)
Dans les chaînes de montagne les plus vieilles comme les Vosges, le Massif
Central, … les roches superficielles ont été emportées par l'érosion, on a donc accès aux
roches les plus profondes du massif. Ces roches ont subi des modifications sous l'effet de
la pression et de la température :
– failles en surface parce qu'elles sont cassantes ou plis en profondeur parce qu'elles
sont ductiles ;
– modifications chimiques : métamorphisme des roches. Le métamorphisme c'est le
fait que des roches échangent des atomes, elles se modifient ainsi chimiquement
mais leur composition globale reste la même. Par exemple les argiles deviennent
des schistes qui deviennent des micaschistes qui eux même deviennent des
gneiss ;
– fusion partielle ou anatexie des roches : des petites poches appellées migmatites
se créent qui vont se recristalliser.
Ces éléments témoignent d'une forte pression et confirment donc l'épisode
d'épaississement par empilement de roches de la croûte continentale au niveau des
montagnes.
Chapitre 2 : L'histoire d'une chaîne de montagne
I) Une période océanique
1) Indices de terrain (recherche 5)
Différents indices indiquent qu'une partie de l'histoire des Alpes a été océanique :
– des ophiolites sont présent dans les massifs. Les ophiolites sont des lambeaux de
lithosphère océanique qui se retrouvent en surface, au-dessus de la croûte
continentale. ;
– des sédiments océaniques témoignant d'une plus ou moins grande profondeur sont
aussi présents (voir 2 de la recherche 5) ;
– des failles normales typiques de la formation d'un océan sont également présentes
dans ces montagnes (voir 2 de la recherche 5).
→ Ces indices témoignent d'une étape d'ouverture océanique, ou rifting, puis du
fonctionnement d'une dorsale qui ont précédé le phénomène de collision continentale à
l'origine des Alpes par exemple.
2) L'ouverture de l'océan (voir recherche 0)
Au cours d'un rifting continental, un nouvel océan prend naissance au sein d'une
lithosphère continentale. L'accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause
une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. Il s'ensuit des
forces de tension qui étire la lithosphère et amorcent le mouvement de divergence qui
éloigne les deux nouveaux continents : il y a subdivision du continent d'origine. La
poursuite des tensions poursuit l'étirement de la lithosphère; il y aura alors effondrement
en escalier des blocs basculés (un bloc basculé est une portion de croûte continentale
située entre 2 failles normales et qui va basculer suivant la trajectoire de ces failles). Une
vallée appelée rift continental est crée. Les marges passives sont les vestiges de cette
ouverture de chaque côté du nouvel océan. Les roches océaniques que l'on trouve dans
les massifs montagneux ne sont pas dans leur état initial. Certains minéraux qu'elles
possèdent témoignent de modifications successives.
3) La lithosphère océanique se modifie (voir recherche 6)
Peu de temps après sa formation au niveau de la dorsale, la croûte océanique subit
une hydratation qui va provoquer :
– son refroidissement ;
– l'augmentation de sa densité ;
– sa subsidence ;
– un métamorphisme caractérisé par une faible pression et une température élevée
et décroissante. De nouveaux minéraux hydratés se forment, ils sont de couleur
verte et se forment aux dépens des minéraux d'origine qui sont le pyroxène et le
plagioclase. Ces minéraux formés sont hornblende verte (appartenant à la famille
des amphiboles), la chlorite et l'actinote. Cela forme des métagrabbros de schiste
vert.
→ plagioclase + pyroxène + eau → amphibole.
→ plagioclase + pyroxène + eau → chlorite + actinote.
Dans un même temps, la péridotite de la lithosphère s'hydrate et subit aussi un
métamorphisme. On a : olivine + eau → serpentine + brucite. La lithosphère s'épaissit et
passe l'isotherme 1300°.
II) Disparition de l'océan
1) La perte d'équilibre isostatique (voir recherche 7)
A partir de 25mA, la densité de la lithosphère océanique devient plus importante
que celle de l'asthénosphère. Cela rend possible son détachement et son entrée en
subduction : elle plonge dans l'asthénosphère ductile.
Remarque : Les roches océaniques de plus de 200mA ne sont pas visibles à la surface de
la croûte océanique, elles ont déjà plongé dans l'asthénosphère.
Pour la partie de la lithosphère qui plonge, la pression augmente fortement et la
température augmente aussi mais plus modérément. Alors il y a métamorphisme : de
nouveau minéraux apparaissent :
– le glaucophane est un minéral de la famille des amphiboles. Le glaucophane est
une amphibole bleu présente au sein de métagrabbros de schiste bleu de hautepression et de basse température.
– la jadéïte qui appartient à la famille des pyroxènes. C'est un minéral anhydre.
– Du grenat et du quartz.
La jadéïde, le grenat et le quartz ont un faciès éclogitique (ils composent des roches
éclogites). Les roches ci-dessus sont classées dans leur ordre d'apparition en fonction de
l'augmentation de la profondeur et donc de la pression et de la température. On a :
– plagioclase + chlorite + actinote → glaucophane + eau.
– plagioclase → jadéïde + quartz
– plagioclase + glaucophane→ grenat + jadéïte + eau
Ce processus de métamorphisme à haute pression et température faible :
– libère une grande quantité d'eau : c'est un métamorphisme non d'hydratation mais
de déshydratation ;
– augmente la densité de la lithosphère dont la subduction est donc entretenue
→ C'est ainsi un des moteurs de la dynamique des plaques. La subduction entraîne un
étirement de la listhosphère océanique visible au niveau des dorsales avec les failles
normales.
3) Inversion de la dynamique tectonique
La subduction qui fait disparaître la
lithosphère océanique provoque une
fermeture des océans (sauf si le
phénomène d'accrétion océanique est plus
rapide que celui de subduction). Les
continents de part et d'autre se rapprochent
puis entrent en collision. Il y a alors une
compression des terrains continentaux et
des montagnes sont formées : c'est ce
qu'on appelle l'eurogénèse. A la soudure
des deux continents on retrouve des
sédiments océaniques ce qui témoigne bien
de la présence d'un ancien continent.
Au début, des gabbros sont créés par fusion partielle de la péridotite au niveau de la
dorsale. Les jeunes gabbros vont pousser les plus anciens, ils vont subir plusieurs
métamorphisme. D'abord ils vont devenir des métagrabbros de schiste vert avec
l'hydratation de la croûte. L'hydratation de la croûte va entraîné sa subsidence, son
augmentation d'épaisseur et son augmentation de densité. Au niveau des fosses, le
métamorphisme est un métamorphisme de déshydratation, la croûte va être déshydratée.
Il y a formation de métagrabbros de schiste bleu puis des métagrabbros éclogites. La
densité de la lithosphère va augmenter au fur et à mesure qu'elle vieilli. De 3,2 au niveau
de la dorsale elle va passer à 3,27 au niveau des gabbros de faciès schiste vert puis 3,4
au niveau des métagabbros éclogites.