Au début du XX°s, Wegener avait postulé que l’altitude moyenne des continents (+100m) et des océans (-4500m) permettaient d’avancer l’idée que ces deux domaines correspondent à des croûtes terrestres différentes : la CC et la CO.

Comment expliquer la dualité océan-continents ?

Quelles sont les caractéristiques propres au domaine continental ?

Rappels de première S :

Les roches de CO proviennent du refroidissement de magmas injectées à l’axe des dorsales. On trouve des basaltes, roches volcaniques surmontant des gabbros, roches plutoniques de même composition ( boule de magma ayant refroidit en profondeur). Cet ensemble est tapissé d’une couche sédimentaire d’autant plus épaisse que l’on se trouve éloigné de la dorsale. La CO de 5 à 7 km d’épaisseur repose sur le manteau supérieur formé de roches grenues entièrement cristallisées, les péridotites.

A/ LA NOTION D’ISOSTASIE.

Les plaques lithosphériques, mobiles les unes par rapport aux autres, reposent en équilibre sur l’asthénosphère, moins rigide, déformable (ductile). La limite lithosphère-asthénosphère correspond à l’isotherme 1300°C.

Les études gravimétriques  montrent l’existence d’anomalies : dans les régions montagneuses, la pesanteur mesurée est souvent inférieure à la pesanteur théorique attendue. Tout se passe comme si l’excès de masse représentée par la montagne était compensé en profondeur par un déficit de masse.

On appelle isostasie cet état d’équilibre réalisé à une certaine profondeur de la Terre, dite profondeur de compensation. Au dessus de cette profondeur dite de compensation, la colonne de roches lithosphériques a partout la même masse. A ce niveau, la lithosphère est dite en équilibre isostasique.  (du grec isos, égal, et stasis, arrêt)

Remarque : la surface de compensation a une réalité mathématique, elle ne correspond pas à une discontinuité physique.

La théorie de l'isotasie permet d'expliquer la présence d'anciens rivages à plus d'une centaine de mètres

d'altitude en Scandinavie. Après la fonte d'un épais glacier recouvrant la Scandinavie, la

remontée des terrains, encore en cours, permet le retour à l'équilibre isostatique (il y a adjonction de

matériau dense sous la lithosphère).

B/ LES ROCHES DE LA CC ET LEUR DENSITE

Les roches continentales visibles en surface présentent une grande variété (roches magmatiques, sédimentaires ou métamorphiques de composition diverses) mais elles ne représentent qu’une faible part de la CC. Pour l’essentiel, celle-ci est constituée de roches de type  « granite » : c’est une roche magmatique plutonique entièrement cristallisée, de texture grenue, contenant surtout des feldspaths et du quartz et accessoirement des micas et des amphiboles. Par comparaison les roches océaniques sont formées principalement de plagioclases et de pyroxènes.

Cette différence de composition minéralogique s’accompagne d’une différence de densité. On peut estimer  que la densité moyenne de la CC est de l’ordre de 2.8 alors que celle de la CO est en moyenne de 2.9. Cette différence permet d’expliquer les relations d’équilibre entre ces croutes et le manteau sous-jacent (d=3.3)

L’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère étant admis, il est logique de penser que la CC moins dense que la CO peut être plus épaisse et avoir à sa surface à une altitude plus élevée.

Il est possible de repérer sur des sismogrammes de stations différentes ayant enregistré le même séisme, l’arrivée des ondes P qui ont suivi plusieurs chemins à la même vitesse : des ondes P directes et celles qui se sont enfoncées dans la croute puis qui ont été réfléchies sur une surface de discontinuité («  réflecteur ») et sont remontées vers la station. La comparaison des temps de parcours (donc des longueurs des trajets) permet d’estimer la profondeur du réflecteur. 

 On appelle MOHO ou discontinuité de Mohorovicic,  la surface qui marque la limite inférieure de la croute et donc le contact avec le manteau supérieur. En domaine continental, la profondeur du Moho se situe aux alentours de 30 Km ; cette valeur représente donc l’épaisseur moyenne de la croute conti (à comparer avec les 6 à 7 km de la CO).

Dans une région montagneuse (ex alpes), la profondeur du Moho s’abaisse  jusqu’à 60 km environ. L’excès de masse représenté par la chaine de montagne est compensé en profondeur par une racine crustale.

Plusieurs scientifiques ont proposé leur interprétation des reliefs.

D'après le modèle d'Airy (1855), la croûte, de même densité partout, devrait ainsi être épaissie sous les reliefs. Les montagnes correspondraient ainsi à des régions où il y aura en profondeur une racine de matériel peu dense, appelée racine crustale.

D'après le modèle de Pratt (1854), la lithosphère a une densité variable latéralement. Le relief négatif s'expliquerait par une lithosphère plus dense que celle au niveau des reliefs positifs.

L'étude de la propagation des ondes sismiques montre que le Moho, limite croûte/manteau, est plus profond sous les montagnes. Il y a bien présence d'une racine crustale constituée de croûte continentale . Le modèle d'Airy est donc cohérent au niveau des chaînes de montagnes.

La croute océanique est recyclée en permanence : la croute ancienne devenue trop dense, plonge dans le manteau.

On ne connait pas de CO âgée de plus de 200MA. En revanche, la CC peut être très vieille : l’âge de gneiss d’Acasta au Canada  , roche parmi les plus vieilles connues et de 4.02GA.

La radiochronologie est fondée sur la connaissance de la désintégration radioactive d’éléments contenus dans les roches. Ce phénomène obéit  à une loi de décroissance exponentielle en fonction du temps, la demi-vie variant d’un élément à un autre. On dispose de divers géochronomètres comme les éléments Rubidium et Strontium, présents dans les roches de la CC et  permettant de dater des roches vieilles de plusieurs milliards d’années.

Le principe consiste à mesurer le rapport 87Rb/86Sr et le rapport 87Sr/86Sr dans plusieurs échantillons et de tracer la droite isochrone. L’âge de la roche est obtenue avec la formule t=ln(a+1)/λ avec "a" la pente de la droite isochrone et lambda la constante de désintégration de l’élément radioactif. Pour le Rubidium/Strontium λ= 1.42.10^-11 an^-1

A/ des indices tectoniques

Les chaines de montagne sont toujours le résultat d’une histoire complexe, en général dans un contexte d’affrontement de plaques. Sous l’effet des contraintes de compression, les roches subissent des déformations et/ou des déplacements parfois considérables. La collision provoque  l’érection des chaines de montagne. Exemple actuel : Himalaya = inde contre Asie. Exemple passé : les Alpes = Afrique contre Europe.

On peut identifier sur le terrain des indices révélateurs  de la compression. 

• Les plis qui affectent des séries sédimentaires, témoignent d’une déformation souple et permettent de repérer la direction générale des contraintes (perpendiculaire à l’axe des plis).

• Les failles inverses sont un indice de déformation cassante et traduisent un raccourcissement local de la croute. 

• Les chevauchements et les nappes de charriage résultent du déplacement de terrains initialement très éloignés. Ils provoquent des empilements complexes où des roches se retrouvent en contact anormal. C’est  le constat de telles anomalies sur le terrain qui permet de repérer ces formations voyageuses. Exemple sur une carte : une couche plus vieille au dessus d’une couche plus jeune.

B/ Des indices pétrographiques

Au niveau des chaines de montagne, l’épaississement de la cc est liée au raccourcissement et aux empilements imposés par la contrainte tectonique. Les roches crustales subissent les conséquences de ces conditions nouvelles. Du simple fait de l’enfouissement à  des profondeurs de plusieurs km, elles sont soumises à des températures et des pressions croissantes et se transforment.

Il y a des modifications de structure (apparition d’une schistosité ou feuilletage), et cristallisation de nouveaux minéraux. On parle de métamorphisme.

La composition chimique globale de la roche reste stable mais les minéraux se transforment progressivement : les minéraux stable sous certaines conditions ne le sont plus lorsque pression et température augmentent et interagissent chimiquement pour donner de nouveaux minéraux. Cette transformation minérale qui intervient alors que la roche reste à l’état solide.

Pdf Sur le terrain il est possible d’observer le passage progressif de roche sédimentaires de surface comme des roches argileuses (pélites) à des roches qui représentent des argiles de plus en plus transformées ( des métapélites), car ayant été enfouies de plus en plus profondément. C’est ainsi que l’on observe successivement des schistes puis de micashistes et des gneiss.

Si la température et la pression s’élèvent encore plus, une partie de la roche métamorphique peut fondre et donner naissance à un magma. Ce phénomène de fusion partielle est ce que l’on appelle l’anatexie. C’est ainsi que l’on observe de migmatites, c'est-à-dire des gneiss contenant des lentilles granitiques : ce granite provient de la cristallisation d’un magma, lui-même produit par fusion des minéraux les moins réfractaires du gneiss ( ceux qui ont la température de fusion la plus faible).

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Fiche revision 1b chapitre 6 (452.38 Ko)