Au niveau des dorsales océaniques il se  produit une création permanente de lithosphère océanique par accrétion. La lithosphère océanique âgée disparaît dans les profondeurs du globe au niveau des zones de subduction.

Comment est fabriquée et recyclée la CC ?

A/ Deux sortes de roches produites

Les zones de subduction sont marquées par un volcanisme explosif caractérisé par des coulées pyroclastiques de matériel chaud et des nuées ardentes, violentes coulées de gaz et de cendres (300°C, 200 à 600 km/h). Les édifices volcaniques présentent un dôme de lave mis en place à la fin de chaque éruption et  détruit lors de l’éruption suivante. L’éruption est provoquée par l’accumulation des gaz dans le magma visqueux (T° faible 800°C, magma acide cad avec un fort taux de silice). La viscosité (résistance face à l’écoulement) est fonction des frictions internes provenant des différentes liaisons chimiques à l’intérieur du magma et notamment des liaisons SiO₂ .

Dans les zones de subduction on peut trouver en surface, différentes  roches volcaniques à caractère plutôt acide comme la rhyolite, la dacite ou encore l’andésite. En profondeur on trouve des roches plutoniques de même composition chimique que leur équivalente de surface à savoir : granite, granodiorite ou diorite. Les roches magmatiques se caractérisent selon leur composition chimique et particulièrement selon leur richesse en silice.

Les andésites sont des roches à structure microlitiques (pâte +cristaux), témoignant d’un refroidissement rapide lié à la mise en place du magma en surface. Ce sont donc des roches magmatiques volcaniques.

La Diorite est issue du même magma que l’andésite mais est  entièrement cristallisée et composée de grains jointifs : on parle de structure grenue. Les roches encaissantes ont maintenu la chaleur du magma immobilisé en profondeur, ce qui a permis à tous les éléments chimiques de s’associer ne formant ainsi que des minéraux. Ce sont des roches magmatiques plutoniques.

 On appelle granitoïdes, l’ensemble des roches de composition chimique proche d’un granite et de structure grenue.  85% du magma produit dans les zones de subduction, cristallise en profondeur formant granites et granitoïdes. 75 à 85 % des granites et granitoïdes de la planète proviennent des zones de subduction. On appelle batholite, un ensemble de nombreux massifs de roches plutoniques. Ils sont nombreux sur la planète  ex Sierra Nevada USA

B/ L’origine du magma des zones de subduction  :

L’étude en laboratoire montre que le basalte sec ou anhydre ne peut fondre : la CO ne peut être à l’origine de ce magma.

Il en est de même pour la péridotite anhydre. Seule la péridotite hydratée peut entrer en fusion : l’eau a permis d’abaisser le point de fusion. Pour preuve : les minéraux des roches obtenues à partir de ce magma sont des minéraux hydroxylés (biotite, amphibole). De plus si on compare une péridotite de dorsale et une péridotite de zone de subduction on note la présence de minéraux hydratés dans cette dernière. 

Cette eau provient du métamorphisme de haute pression des roches subduites: les schistes verts obtenus par métamorphisme hydrothermal lors de l’expansion océanique, vers 20  km de profondeur perdent leur eau lors de leur passage en schiste bleu puis en éclogite selon le schéma suivant 

Ces réactions libèrent donc de l’eau dans le coin de manteau sus-jacent, on parle de « métasomatisation » du manteau.  L’eau abaisse le point de fusion des péridotites, mais la profondeur à laquelle le manteau est hydraté ne permet pas la fusion. Ce manteau hydraté alourdit glisse le long de la plaque subduite et finit par atteindre la profondeur nécessaire à  sa fusion soit environ 80 km. Sur le diagramme P/T, vers 80 km de profondeur, le géotherme de subduction recoupe le solidus hydraté des péridotites : les conditions de fusion sont réunie, on obtient une fusion partielle de l’ordre de 10 à 15 % 

Cette fusion se fait environ à 150 km de profondeur. Sur le doc suivant on voit nettement que tous les plans de bénioff se croisent à cette profondeur.  

On obtient donc à partir de la péridotite mantellique, un magma ultrabasique (pauvre en silice) de type basalte.

Problème : Comment obtient-t-on des roches acides type andésite et diorite à partir d’un magma ultrabasique (riche en Mg, Fe, Ca et pauvre en silice) ?

C/ L’origine de la CC à caractère acide, deux  phénomènes entrent en jeu.

1. La cristallisation fractionnée acidifie les magmas

Les magmas formés remontent en surface par différence de densité : le manteau a une d=3.3 et magma d=2.8.Quand la densité s’équilibre, le magma arrête sa remontée, se stabilise et forme une chambre magmatique dans laquelle il va commencer à refroidir. Le magma au contact des parois refroidit en premier et forme les premiers cristaux. Ceux-ci vont se déposer au fond de la chambre magmatique. Le magma résiduel a alors une composition chimique différente de celle du magma de départ. La silice étant l’élément chimique à cristalliser en dernier (besoin de températures plus faibles), au fur et à mesure des épisodes de cristallisation, on obtient à chaque fois un magma résiduel  de plus en plus acide à l’origine des granites. Si ce magma vient à sortir, poussé par une autre arrivée de magma, on obtiendra en surface de la rhyolite .

Ainsi à partir d’un même magma ultrabasique (riche en Fe, MG,Ca ) , on obtient par cristallisation fractionnée, des roches plus acides (riches en silice, Al, Na, K).

2. La contamination par la roche encaissante acidifie le magma

Quand un magma basique (d'origine mantellique) traverse une grande épaisseur de croûte continentale et/ou y stagne longtemps, il peut y avoir contamination et enrichissement du magma basique par la silice et les alcalins (Na et K) qui diffusent de la croûte continentale. On trouve de tels granites dans les zones de subduction, en particulier des zones de subduction sous lithosphère continentale.

Parfois, la chaleur fournie par ces volumineuses masses de magmas mantelliques provoquent la fusion partielle (anatexie) des roches continentales encaissantes. Il en résulte des mélanges magmatiques entre les magmas basiques mantelliques et les magmas acides d'origine crustale (riches en silice, Na et K). Le magma qui arrive à la surface est andésitique et laisse en profondeur des plutons, batholites de Diorite.

Pb. Ce magma a donc une composition proche de celle de la croûte continentale, mais il ne peut être à l'origine de celle -ci, puisqu'il est formé à partir d'un magma basique mantellique contaminé par la croûte elle-même. Comment s’est alors formée la première croute continentale ?

On admet que, depuis la fin du paléozoïque, la croissance crustale est nulle : le volume de croûte produit est équivalent au volume recyclé dans le manteau. En fait, 80% de la croûte continentale se serait formée entre 3.2 et 2.5Ga. et présente une composition chimique différente de la CC d’aujourd’hui .

A/ L’origine de la première CC

Les plus vieilles roches de la CC, datant de l’Archéen ( -4 Ga à -2.5Ga), On peut avoir une idée de la formation de la CCprimitive en étudiant les Adakites. Ces roches différentes des andésites apparaissent dans les zones où la subduction s’exerce sur de la lithosphère océanique très jeune (moins de 20millions d’années) encore chaude comme en Patagonie.

Elles contiennent des grenats et des traces d’amphibole (hornblende). Elles proviennent donc de la fusion de péridotite mais également d’une partie de la croûte plongeante.

 Le diagramme P-T montre l'évolution du géotherme dans les zones de subduction depuis l'Archéen (GArchéen) jusqu'à l'actuel. On remarque qu'actuellement, GActuel ne recoupe (pratiquement) pas la courbe du Solidus du Basalte (ou gabbro) hydraté (Sol. Bas. 5%H2O). Ceci explique pourquoi la CO est métamorphisée sans fondre. A l'Archéen, période au cours de laquelle la Terre était encore très chaude, on remarque que la courbe GArchéen recoupe franchement ce solidus. Sur la fig. de gauche, la CO s'enfonce sous une autre portion de lithosphère océanique (peut être épaissie, tel un plateau océanique basaltique : OPB). On suggère que la CO hydratée par l'eau des océans, fond à faible profondeur : le magma produit par cette fusion partielle est une adakite et a la composition de la croûte continentale. Par la suite, les 2 processus - fusion de la CO et fusion du manteau hydraté - sont intervenus simultanément.  

Le Géotherme de l’époque explique donc l’entrée en fusion des basaltes hydratés ainsi que le volume énorme de roches produites à cette époque.

B/ le turn-over des matériaux

Il reste très peu de CC primitive. Au Groenland on trouve des roches archéennes de 3.8 milliards d’années : les Gneiss d’Acasta , correspondant à de la CC primitive métamorphisée.

Durant la période archéenne, la terre était beaucoup plus chaude (éléments radioactifs plus nombreux). Cela signifiait que le cycle de Wilson (le turn-over des matériaux) était bcp plus rapide car les zones de renouvellement et de disparition des matériaux étaient plus nombreuses. 

Les zones de subduction sont donc le contexte privilégié de fabrication de CC à partir d’un magma mantellique. Actuellement cette production de CC est compensée par sa disparition par érosion puis subduction. La croissance des continents est donc nulle.

A/ évolution des caractéristiques des reliefs

Les massifs anciens comme le massif armoricain ou les Vosges se sont formés à l’ère primaire entre -360 et -250 millions d’années. Leur relief est très aplani, la racine crustale quasi inexistante, et la proportion de roches d’origine profonde à l’affleurement est forte. Les chaines récentes datant de quelques dizaines de millions d’années comme les Alpes ou l’Himalaya culminent à plus de 4000m. Elles ont une racine crustale profonde  et la proportion de roches d’origine profonde à l’affleurement est très faible.

L’estimation de la vitesse d’érosion peut se faire par thermochronologie ou par une simple estimation des  matériaux transportés puis déposés par les cours d’eau .  Ainsi les Alpes ont une vitesse d’érosion de 0.14mm/an.

B/ Mécanismes à l’origine de la disparition des reliefs

1. Altération  des roches

L’altération mécanique. Les végétaux, l’eau, le vent et le soleil en sont les principaux agents. Voici quelques exemples. L’eau en gelant augmente son volume de 10% entrainant la fracturation des roches fissurées d’où l’expression « geler à pierre fendre ».

La pression et le frottement exercés par le déplacement des glaciers transforment les roches en matériaux très fins : limons poussières : on parle de farine glaciaire.

Les variations brutales de température peuvent entrainer la désagrégation des roches surtout si celle-ci n’ont pas le même coefficient de dilatation (haute montagne et déserts.

Les racines de végétaux agrandissent les fissures.

L’altération chimique : l’eau en est le principal agent grâce au phénomène d’hydrolyse : destruction des minéraux par l’eau comme dans les granites où l’on voit bien les auréoles d’altération autour micas et feldspaths. Chez ces minéraux de la famille des silicates (charpente de SiO₂ entre lesquels se trouvent différents cations K-+, Na+..), les cations vont être mis en solution de façon +/- importante : la structure du minéral est modifiée. Il y a formation de nouveaux matériaux et lessivage de certains ions.

Certains cations Ca²⁺ Mg²⁺ peuvent être évacués vers les océans et contribuer à la formation des calcaires, d’autres cations insolubles Al³⁺ précipitent sous la forme d’hydroxydes à l’origine de gisements métallifère exemple la bauxite. Certains anions solubles Po₄^3-, SO₄^2- peuvent être évacués vers les océans où ils réagiront avec les cations solubles  permettant ainsi la formation de carbonates sulfates ou phosphates.

2. Transport des débris (sédiments)

Les débris solides obtenus après altération et érosion sont transportés principalement par l’eau. Ils vont être soit transportés jusqu’à des bassins ou la mer, soit  déposés en cours de route en fonction de la vitesse du courant et de leur taille (diagramme de Hjulstrom).

On définit la charge sédimentaire d’un cours d’eau comme l’ensemble des matières en suspension et des matières dissoutes qu’il peut transporter. On appelle flux sédimentaire la quantité de sédiments déposés dans un bassin en fonction du temps.

On appelle érosion, l’ensemble des phénomènes qui altèrent, enlèvent les débris et particules issus de l’altération et modifient le relief.

C/ l’intervention de phénomènes tectoniques

A la fin de l’orogénèse, la phase de compression étant terminée, les Alpes sont en plein rééquilibrage isostasique : l’équilibre entre les forces tectoniques et les forces gravitaires est atteint. La croute épaisse et légère est en équilibre isostasique sur le manteau plus dense. En enlevant de la matière, l’érosion perturbe cet équilibre et entraine un soulèvement par réajustement isostasique. On parle de rebond isostasique. On estime que pour 100m d’érosion il y a une remontée de la chaine de 80m. Ceci permet de comprendre pourquoi une montagne jeune reste jeune très longtemps. Les géologues constatent une extension au cœur de la chaine alpine ce qui provoque une compression en bordure. Les mouvements aux limites de la chaine sont nuls : la convergence entre la plaque lithosphérique adriatique et la plaque européenne semble stoppée. L’ensemble des processus créerait des conditions favorables à la réalisation de l’aplanissement final de la chaine. 

Le recyclage de la lithosphère continentale a lieu pour l’essentiel au sein même de cette lithosphère où, lors de cycles orogéniques (formation chaine de montagne), les roches sont transformées par des processus sédimentaires, tectoniques, métamorphiques et magmatiques.  Une très faible proportion de lithosphère continentale est recyclée en  profondeur lors de la subduction, ce qui explique pourquoi la lithosphère continentale a conservé des roches très anciennes alors que le lithosphère océanique disparaissant au niveau des zones de subduction, ne dépasse pas les 200 millions d’années.

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Fiche revision 1b chapitre 8 (425.59 Ko)